Como Se Llama La Falla De Santiago?

Como Se Llama La Falla De Santiago
Riesgo de Falla de San Ramón será considerado para nuevos proyectos urbanos en la zona oriente

La máxima autoridad metropolitana señaló que ” llegó el momento de la acción. La evidencia científica está sobre la mesa desde hace varios años y se ha venido perfeccionando. La falla de San Ramón tiene casi 50 km de largo, 300 metros de ancho y, lo más importante, está activa. Municipios, mundo científico, academia, parlamentarios y autoridades regionales democráticamente elegidas hemos decidido enfrentar un fenómeno que hoy amenaza con afectar la calidad de vida de los capitalinos”.

Santiago, 02 de noviembre de 2021,- El Gobernador de la Región Metropolitana, Claudio Orrego, se reunió esta mañana, presencial y telemáticamente, con distintos actores del mundo académico, científico, municipal y parlamentario para analizar el cambio al Plan Regular Metropolitano de Santiago (PRMS), en relación a la Falla de San Ramón, con el objetivo de minimizar los riesgos asociados y generar zonas de resguardo y restricciones en esta larga franja del sector oriente de la capital.

La Falla de (San) Ramón es una falla geológica activa del tipo inversa (que produce deslizamiento vertical), de cerca de 50 km de extensión, que atraviesa de norte a sur las comunas de Vitacura, Las Condes, La Reina, Peñalolén, La Florida y Puente Alto (recientemente se estima que podría extenderse también a Lo Barnechea y Pirque) siguiendo el pie de cerro de la Sierra de Ramón, a la que debe su nombre.

Su estructura limita el valle de la ciudad de Santiago con el pie de monte y frente cordillerano. En octubre pasado, un informe de Comisión Especial Investigadora de la Cámara de Diputados reafirmó lo que ya la ciencia venía señalando: que la falla se encuentra “activa”, y que podría generar un terremoto de hasta 7,5 grados que afectaría a los millones de personas que viven en el lugar.

Se estima que más del 55% de la zona de la falla de San Ramón y sus alrededores se encuentra ya construida, incluyendo obras de infraestructura crítica como colegios, hospitales, aeródromos y plantas de energía.
El gobernador Orrego indicó que “llegó el momento de la acción.
La evidencia científica está sobre la mesa desde hace varios años y se ha venido perfeccionando.

La falla de San Ramón tiene casi 50 km de largo, 300 metros de ancho y, lo más importante, está activa. Eso implica un riesgo para la vida de los santiaguinos y santiaguinas Este es un momento histórico: municipios, mundo científico, academia, parlamentarios y autoridades regionales democráticamente elegidas hemos decidido enfrentar un fenómeno que hoy amenaza con afectar la calidad de vida de los capitalinos”.

Por ello, la autoridad metropolitana envió un oficio al seremi de Vivienda RM, Manuel José Errázuriz, donde le pide ” dictación de resolución de inicio para la elaboración de antecedentes y estudios necesarios conducentes a la modificación del Plan Regulador Metropolitano de Santiago, esto en materia del análisis e inclusión de la falla de San Ramón como un área de riesgo normada por dicho instrumento y que permita la inclusión de esta materia en los respectivos Planes Reguladores Comunales de las comunas involucradas”. Además, le solicita al seremi en el documento indicar si se ejecutará un proyecto de diagnóstico de $248 millones, aprobado y financiado por el Consejo Regional RM hace cinco años, en noviembre de 2016, que buscaba hacer cambios en el principal instrumento de ordenamiento territorial, el PRMS, y del poco y nada se ha sabido en estos años.

Uno de los presentes, Gabriel Easton, profesor de Geología de la Universidad de Chile, señaló que esperaba que esta conjunción de intereses diera inicio por fin a la modificación del PRMS. “Esto es producto de la investigación que hemos realizado desde hace 20 años un sinnúmero de científicos y científicas, y que ha sido recogido por nuestras autoridades.

Esperamos que finalmente se plasme en modificaciones a un instrumento tan relevante como es el PRSM, y avanzar en la reducción del riesgo de desastres para hacer de esta una ciudad más sostenible”.
La alcaldesa Carolina Leitao, por otra parte, señaló que “es un tema de preocupación permanente para todos los municipios que estamos en el pie de monte de la precordillera.

Muchos vecinos nos preguntan por qué los municipios no hacemos algo por esto, y es porque es imposible poder generar una normativa local en un tema que es mucho más amplio. Ahora lo que viene es un proceso normativo para poder nosotros aplicar dicha normativa en nuestros planes reguladores comunales”.

Finalmente, el diputado Tomás Hirsch, presidente de la Comisión Investigadora de la Cámara sobre la Falla de San Ramón, indicó que “la Falla de San Ramón representa un peligro para los miles de personas que viven en las inmediaciones de la misma. De familias que se han endeudado y comprado una vivienda, o la misma infraestructura pública que está emplazada en el lugar, como hospitales, colegios, universidades e incluso el Aeródromo de Tobalaba Las conclusiones a las que hemos llegado es que acá ha habido negligencia del Estado por demasiados años, conociendo la información entregada por académicos y científicos, no se ha actuado con la urgencia que corresponde”.

: Riesgo de Falla de San Ramón será considerado para nuevos proyectos urbanos en la zona oriente

¿Cómo se llama la falla geológica de Chile?

La Falla San Ramón es una falla geológica activa del tipo inversa que se encuentra situada al oriente de Santiago, la capital de Chile, siguiendo el pie de cerro de la sierra de Ramón a la que debe su nombre.

¿Por qué la falla de San Ramón se llama así?

Hace más de una década la Falla San Ramón o Falla de Ramón ha estado bajo la mirada de sismólogos y geólogos. ¿Por qué? La falla geológica situada en la sierra de Ramón (Región Metropolitana), 10-12 kilómetros bajo la superficie terrestre, se encuentra activa.

Y no solo eso, su extensión podría ser aún mayor de la señalada inicialmente, abarcando hasta 50 km en la capital. Ubicada entre los ríos Mapocho y Maipo, cruza las comunas de Vitacura, Las Condes, La Reina, Peñalolén, La Florida y Puente Alto. Incluso se cree que se prolongaría a Lo Barnechea y Pirque.

Se estima que más de tres millones de personas serían afectadas ante un sismo en esta falla. Ante un probable sismo, Puente Alto sería la comuna que tendría más daños con un 61,8% de su población afectada, le seguirían Las Condes con 55,4%, Peñalolén (39,6%) y La Florida (34,6%).

La devastación incluso podría ser mayor a la ocurrida el 27 de febrero de 2010. La falla de Ramón es una falla inversa, es decir, de deslizamiento vertical. Su altitud máxima es de 3249 msnm. Ha desarrollado un crecimiento continuo y progresivo durante el período cuaternario reciente. Sus mayores sismos se registraron hace 17.000 y 8.000 años (7,2 – 7,5 Mw), aunque también hay registro de terremotos en 1575 y 1647, pero no son atribuibles totalmente a la falla.

¿Qué tan probable es que puede registrar nuevamente un gran sismo? Un informe del 13 de octubre, a cargo de la Comisión Especial Investigadora de la Cámara de Diputados, volvió a “encender las alarmas”, sobre el peligro que representa para las nuevas edificaciones que se pretenden construir en la zona.

El documento, aprobado en la Cámara con 89 votos a favor, dos en contra y 30 abstenciones, revisó la labor realizada en la materia del Ministerio de Vivienda, la Onemi, el Gobierno Regional, la intendencia de la región Metropolitana y del Sernageomin. Además, agrega y señala las razones de actualizar el Plan Regulador Metropolitano de Santiago (y los respectivos planes reguladores comunales), con el fin de evitar el riesgo asociado a la falla.

Gabriel Easton, académico de Geología de la Universidad de Chile, dice que las evidencias paleosismológicas muestran que la Falla San Ramón es capaz de acumular esfuerzos tectónicos y producir por sí misma grandes terremotos, Registra “dos episodios de gran magnitud ocurridos en los últimos 17.000 años”. Gráfica de la falla de San Ramón en Santiago. De acuerdo con estos mismos antecedentes, “en cada uno de estos terremotos la propagación de la ruptura en superficie a lo largo de la falla movió del orden de 5 metros el bloque oriental de la corteza terrestre respecto del occidental, levantando de 2 a 3 metros el bloque cordillerano por sobre el valle de Santiago.

Esto por cierto volverá a ocurrir dado que todos los antecedentes disponibles confirman cada vez más el carácter activo de esta falla y su capacidad para, luego de períodos en los cuales acumula esfuerzo tectónico, producir grandes terremotos corticales”, añade Easton. Pablo Salucci, geógrafo de la Universidad Católica, señala que siempre existe la posibilidad de que se produzca un nuevo evento sísmico.

“Hoy sabemos que es una falla activa y en base a los datos obtenidos recientemente, se puede establecer que es una falla sismogénica, es decir, puede generar sus propios terremotos. Considerando la investigación que se ha realizado y la evidencia de otras fallas similares a la falla de Ramón en el mundo, sabemos que el sismo en el peor escenario puede alcanzar una magnitud de 7,5 y dada su característica de falla cortical (poco profunda), en un evento sísmico importante, puede producir aceleraciones del suelo muy intensas en las zonas cercanas a la falla”.

Easton explica que la Falla San Ramón representa dos fuentes de amenaza directa para la Región Metropolitana, “por una parte, la posibilidad de propagación de la ruptura en superficie y por otra, la posibilidad de que aceleraciones o movimientos del suelo sean mucho mayores a los registrados durante el terremoto del Maule en 2010 en Santiago, que superarían lo estipulado en la norma sísmica”.

A lo anterior, añade Easton, “se suma la potencial ocurrencia de remociones en masa asociadas a un terremoto de gran magnitud. Esta amenaza constituye una fuente de riesgo dado que una gran parte de la traza (o ubicación en superficie) de esta falla, entre los ríos Mapocho y Maipo, se encuentra densamente urbanizada; a pesar de lo anterior, aún queda mucho sin urbanizar y por lo tanto hay un espacio para avanzar en regulación en ese sentido”.

Salucci agrega que estas características señaladas, sumado a que se encuentra en un 55% habitada, “la transforma en un elemento de riesgo real y por esto es necesario tener conciencia de la falla y tomar medidas, como por ejemplo, reconocer la existencia de la falla en los planos normativos y generar zonas de resguardo y restricciones.

Además, se debe restringir la construcción sobre la traza de la falla que aún no se ha edificado. Debemos tener claro, que un sismo en este tipo de fallas, puede generar desplazamientos de bloques en la componente vertical que pueden alcanzar los dos o tres metros”.

El objetivo de la investigación, es incorporar las zonas de fractura y riesgos identificados en sus instrumentos de planificación local.
Se recomienda a los municipios no otorgar nuevos permisos de edificación sobre la faja de ruptura de la falla, tampoco en los 300 metros adyacentes a ésta, e incorporar la traza de la falla al Plano Regulador Metropolitano como área verde.

Easton señala que la Falla San Ramón “atraviesa sectores densamente urbanizados, otros en proceso de urbanización y por zonas en general altamente requeridas especialmente por los proyectos inmobiliarios”. Un estudio realizado en 2020, liderado por Easton, analizó el impacto que tendría un evento telúrico sobre la falla. Según últimos estudios, la falla geológica podría abarcar hasta 50 km. A pesar de lo anterior, “aún los instrumentos de planificación urbana y diseño sísmico no la consideran como una fuente de peligro y su localización precisa sigue siendo poco accesible o desconocida por parte de la población.

Constituye por lo tanto una amenaza real, pero también representa una oportunidad para visualizar un desarrollo más sostenible del sector oriente de Santiago y especial del piedemonte del frente occidental de la gran Cordillera de Los Andes, a cuyos pies se sitúa”, dice el académico de la U. de Chile.

La falla por definición es un discontinuidad o fractura de la corteza terrestre, “en donde dos bloques de rocas de desplazan en la componente vertical u horizontal a causa de la tectónica existente. En este caso se habla de una falla inversa en donde un bloque se eleva sobre otro.

Para el caso de la falla de Ramón, es el bloque Andino el que eleva sobre el valle central”, establece el geógrafo de la UC.
La falla debe su nombre al Gobernador de Chile, Alonso García Ramón, quien hizo los códigos de aguas para la ciudad de Santiago en los años 1600, a partir de las aguas de la Quebrada de Ramón las que terminaban en una pileta en la intersección de la actual Avenida 10 de Julio con la Calle de la Ollería.

Se llama coloquialmente de San Ramón, pero jamás fue nominada oficialmente como aquello. Otro caso similar es el del Canal de Carlos, que es conocido como Canal San Carlos, producto de la tradición religiosa chilena.

¿Qué pasaría si se activa la falla de San Ramón?

Una saga de sismos en la Región Metropolitana mantuvieron en alerta a sismólogos, geólogos y la comunidad, pues varios de ellos se generaron en la temida Falla San Ramón. Con una extensión de 50 km en sentido norte-sur, esta falla está ubicada entre los ríos Mapocho y Maipo, cruzando las comunas de Vitacura, Las Condes, La Reina, Peñalolén, La Florida y Puente Alto.

Incluso, nuevos cálculos afirman que se prolonga hasta Lo Barnechea y Pirque.
La falla geológica, inversa y activa, está situada en la sierra de Ramón, 10-12 kilómetros bajo la superficie terrestre.
Se estima que más de tres millones de personas serían afectadas en un eventual evento telúrico, siendo Puente Alto la comuna que tendría más daños.

El 61,8% de su población vive en ella o cerca de ella. Le seguirían Las Condes con 55,4% de la población cerca de la falla, Peñalolén (39,6%) y La Florida (34,6%). Esta eventual amenaza sísmica, traería consigo una serie de consecuencias e implicancias, tanto para la sociedad como la infraestructura.

¿Cómo impactaría un terremoto en la falla San Ramón? Rodrigo Astroza, académico de la Facultad de Ingeniería y Ciencias Aplicadas de la Universidad de los Andes, señala que un sismo de tal magnitud en la falla, afectaría viviendas y edificios, “aunque es importante dejar en claro que en la Falla San Ramón (FSR) nunca tendremos terremotos con esas grandes magnitudes que estamos acostumbrados en Chile, como la magnitud 8,8 del terremoto del 27F ocurrido en 2010, la magnitud 9,5 del terremoto de 1960 en Valdivia o la magnitud 8,0 del terremoto de 1939 en Chillán.

Esto se debe a que en Chile existen distintos mecanismos sismogénicos que producen terremotos”. El caso de 2010 y 1960 corresponden a terremotos que se generan en la zona de contacto entre las placas de Nazca y Sudamericana (llamados terremotos interplaca) y eventos como el terremoto de 1939 se producen en la placa de Nazca bajo el continente (llamados terremotos intraplaca).

Eventos que puedan generarse en la FSR tendrán magnitudes menores. Investigaciones han demostrado que la falla efectivamente está activa y que sería capaz de generar eventos sísmicos de magnitudes máximas Mw 6,6 a 7,5. El gran problema de este tipo de terremotos es que se producen a profundidades muy bajas, es decir, muy cerca de la superficie y en algunos casos inclusive alcanzan la superficie “, establece Astroza.

Por esto, añade, “la energía sísmica que se genera en la falla llega directamente a las estructuras que se ubican cerca de la zona por donde pasa ésta, prácticamente sin existir atenuación de las ondas sísmicas. Por esto, de generarse un terremoto con magnitud significativa (probablemente mayor a Mw 6,2-6,5), las comunas aledañas a la traza de la falla podrían sufrir daños importantes, principalmente las zonas ubicadas sobre el escarpe de la falla (hacia el oriente de la FSR que posee una dirección predominantemente norte-sur)”. Corte transversal en la falla San Ramón. Foto: U. de Chile Casos conocidos de este tipo de falla corticales y superficiales son el terremoto ocurrido en la zona de Northridge (California, Estados Unidos) en1994, que alcanzó una magnitud Mw 6,7 y generó pérdidas económicas por más de 50 billones de dólares y más de 70 fallecidos, y el terremoto de Kobe (Japón) en 1995, de magnitud Mw 6,9, cuyas pérdidas económicas es estiman en unos 200 billones de dólares.

La infraestructura existente en nuestro país ha sido diseñada bajo normativas de diseño sísmico de buen nivel, las cuales se han basado en las experiencias previas que hemos vivido en terremotos anteriores y también en el conocimiento existente en nuestra ingeniería sísmica y estructural.
Sin embargo, las actuales normas de diseño sísmico de estructuras no consideran la presencia de fallas superficiales a la hora de definir la demanda sísmica que utilizamos para el diseño”, explica Astroza, Doctor en Ingeniería Estructural de la Universidad de California y Magíster en Ingeniería Sísmica.

En el caso de proyectos de gran envergadura, como mineros o de celulosa, la mayoría de las veces se encargan estudios de amenaza sísmica, donde expertos proponen las demandas sísmicas con las cuales se deben diseñar las estructuras, y en dichos estudios es importante incluir los distintos tipos de fuentes sismogénicas, incluyendo las corticales o superficiales, como es el caso de la FSR.

“Por este motivo, diría que prácticamente la totalidad de las estructuras construidas en las zonas aledañas a la falla no han considerado este tipo de eventos en su diseño, ya que se han basado en las normas de diseño sísmico existentes, las cuales definen su amenaza principalmente considerando los terremotos del tipo interplaca.

Es muy importante que las actualizaciones de nuestras normativas incorporen los otros mecanismos de generación de terremotos, en particular los intraplaca, ya que ellos ocurren de forma frecuente y contamos con información suficiente para incorporarlos en las demandas de diseño”, argumenta el académico. Como Se Llama La Falla De Santiago Ilustración de la Falla San Ramón y su funcionamiento. De ocurrir un terremoto de una magnitud importante (M>6,2-6,5) probablemente veríamos daños significativos en las zonas aledañas a la ruptura de la falla, con mayor daño concentrado hacia el oriente de la falla (parte superior del escarpe). “Este daño debería atenuarse rápidamente con la distancia, por lo que no debería esperarse daño significativo en comunas alejadas a la zona de la traza de la falla. Esta característica de rápida atenuación de este tipo de terremotos nosotros la hemos estudiados para eventos ocurrido varios años atrás, como por ejemplo el terremoto con magnitud 6,9 ocurrido en 1958 en la zona de Las Melosas en el Cajón del Maipo o los terremotos ocurridos en Chusmiza (Desierto de Atacama) el 2001 (M 6,3) y Curicó el 2004 (M 6,4)”, estima el Doctor en Ingeniería Estructural. Este último señala que siempre las viviendas con autoconstrucción y/o ampliaciones que no han sido desarrolladas con ingeniería son las más expuestas. “Por otra parte, estructuras mas antiguas que fueron diseñadas con normativas sísmicas más antiguos también podrían verse mas afectadas ya que en algunos casos dichas estructuras no poseen un detalle sísmico totalmente adecuado. Un caso bastante claro son los edificios de muros, cuya falla en las zonas extremas de los muros principalmente en los primeros niveles de los edificios fue bastante recurrente durante el terremoto del 27F del 2010″. Agrega que posterior a dicho terremoto, la normativa de diseño sísmico de edificios fue modificada justamente para proveer mas seguridad a esos elementos y generar detalles que aseguren un mejor comportamiento de ese tipo de estructuras durante terremotos. “Sin embargo, de generarse un terremoto de magnitud importante en la FSR será una gran prueba para todas las estructuras, ya que como mencione anteriormente, nuestra normativa no considera dicho tipo de terremotos a la hora de definir la demanda sísmica de diseño”, explica Astroza. Astroza cree que el trabajo de investigación que se ha realizado en el evento geológico ha servido para tener antecedentes mas precisos de lo que significa esta falla y del riesgo que ella representa. “Sin embargo, los altos períodos de retorno que ella posee hace que la toma de decisiones no sea directa y probablemente sea necesaria más evidencia empírica y vivencial para que esta amenaza sea considerada de forma concreta y amplia en los proyectos de infraestructura que se puedan desarrollar en torno a ella “. En California, Estados Unidos, existe un caso de una falla superficial emblemática, la falla de Hayward (una rama de la famosa falla de San Andrés) que pasa por medio del campus de la Universidad de California en Berkeley (específicamente cruza el estadio de futbol americano de dicha universidad), “y que según estudios seria capaz de generar terremotos hasta de magnitud 7,5. En ese caso particular, se han reforzado algunas estructuras existentes justamente para mitigar el posible impacto de un evento sísmico significativo en la falla”, explica el académico de la Uandes. Un reciente estudio titulado “La Falla San Ramón y la sostenibilidad del piedemonte de Santiago: recomendaciones para la política pública”, establece que la fractura geológica es capaz de acumular esfuerzo tectónico y deslizar un bloque cortical respecto de otro, generando sismos superficiales. El análisis fue liderado por Gabriel Easton, geólogo y académico de la Universidad de Chile, y advierte que la falla es capaz de generar terremotos de gran magnitud con ruptura en superficie. Su potencial activación constituye una amenaza para la ciudad de Santiago y para toda la Región Metropolitana. La Falla San Ramón es una falla activa, es decir, “constituye una fractura o zona de debilidad en la corteza terrestre, capaz de acumular esfuerzo tectónico y deslizar un bloque cortical respecto de otro, generando sismos superficiales. De acuerdo con los antecedentes científicos, esta falla es capaz de generar terremotos de gran magnitud con ruptura en superficie”, explica Easton. Los últimos grandes terremotos con ruptura en superficie de esta falla, señala, fueron hace 17.000 y hace 8.000 años, “Esta falla representa una amenaza para la Región Metropolitana”, advierte Easton. Un terremoto generaría grandes movimientos del suelo en sus inmediaciones, “que superarían lo estipulado por la Norma Sísmica para Santiago, y la potencial ocurrencia de remociones en masa en el frente cordillerano y cerros de la región”, agrega el académico de la U.

De Chile. Su estudio advierte de un riesgo no incluido en la política pública, cuya consideración resulta fundamental en pos de la sostenibilidad de la ciudad, puesto cada vez más gente vive directamente sobre su traza, o localización en superficie, así como en sus inmediaciones. No es su única investigación.

Otro de sus estudios analizó el impacto que tendría un evento telúrico sobre la falla. La investigación se realizó en la comuna de Peñalolén, lugar donde se construye un condominio sobre la traza (ubicación) de la falla, situación que tiene alerta a los vecinos.

Los estudios -geológicos, sismológicos y geofísicos- de las últimas dos décadas han evidenciado que esta falla es capaz de generar terremotos de gran magnitud 7,2-7,5, con ruptura en superficie a lo largo de las decenas de kilómetros en donde se ubica en el piedemonte del frente cordillerano.
Desde 1979 a la fecha el sector donde se localiza la falla ha aumentado de manera considerable su urbanización, observando además en ella infraestructura “crítica” como la presencia de hospitales.

“Un 55% de la falla ésta urbanizada, por lo que se hace muy necesario evitar que en el 45% restante se siga edificando y densificando, y esto debe hacerse desde un punto de vista normativo”, alerta Pablo Salucci, geógrafo de la Universidad Católica y académico de la U. Como Se Llama La Falla De Santiago

¿Cómo se llama la falla de Estados Unidos?

¿Qué es? – La corteza terrestre está fracturada en una serie de placas que se han movido muy lentamente sobre la superficie de la Tierra durante millones de años. Dos de estas placas se encuentran en el oeste de California; el límite entre estas es la,

La Placa del Pacífico (al oeste) se mueve hacia el noroeste en relación con la Placa de América del Norte (al este), lo que provoca terremotos a lo largo de la falla. De acuerdo con información del Servicio Geológico de los (USGS, por sus siglas en inglés), San Andrés es la falla “maestra” de una intrincada red de fallas que atraviesa las rocas de la región costera de California.

Todo el sistema de fallas que conforman la falla de San Andrés tiene más de 800 millas de largo y se extiende a profundidades de al menos 10 millas dentro de la Tierra.

¿Cuál es la falla más grande de Chile?

La falla de Atacama es un extenso sistema de fallas que atraviesa la cordillera de la Costa en el norte grande de Chile, entre la cordillera de los Andes y el océano Pacífico.

¿Cuántas fallas tiene Chile?

El 21 de abril de 2007, un terremoto sacudió el extremo sur del país, con epicentro en las cercanías de Puerto Aysén, y acompañado de un tsunami que generó olas de más de 6 metros. De las 10 personas que fallecieron, solo se recuperaron los cuerpos de cuatro de ellas.

Ahora, un nuevo estudio, publicado en la revista Journal of Geophysical Research, dependiente de la Unión Americana de Geofísica de EE.UU. y dirigido por Angelo Villalobos y Gabriel Easton, geólogos de la Univesidad de Chile, reveló que un enjambre sísmico fue el que provocó el terremoto, que tuvo una magnitud 6,2 y el que generó un posterior tsunami.

Los riesgos de la falla de San Ramón #T13TeExplica

Además, la investigación demostró que la falla Liquiñe-Ofqui se encuentra activa, y que se suma a otras varias en el país que se encuentran en igual condición. Los geólogos analizaron estas grietas en la corteza terrestre, generalmente formadas en los límites entre las placas tectónicas de la Tierra.

Además, la investigación concluye que hay fallas que no se rompieron y podrían volver a hacerlo en el futuro, generando nuevos y violentos sismos. En Chile existen diferentes fallas, las principales son: de Atacama, de Ramón, de Pichilemu, de Reigolil-Pirihueico, Liquiñe-Ofqui, de Lanalhue, Futrono, Huincul y Fagnano-Magallanes.

Y de diferentes tipos, inversa, normal, rumbo dextral y rotacional, en tijera. Falla y deslizamiento de Punta Cola, generado por el terremoto de 2007. Easton, también académico de la U. de Chile, explica que una falla geológica es como una ruptura en la corteza, es decir, una superficie de fractura en la corteza terrestre, a lo largo de la cual ocurre movimiento relativo entre los bloques que separa.

“En la corteza hay muchas fallas inactivas, es decir, fallas que tuvieron actividad en el pasado geológico, pero que ya no lo están, o para las cuales no se ha comprobado alguna actividad reciente; y también hay fallas activas”. “Las fallas activas son aquellas para las cuales se ha podido comprobar su actividad en los últimos 10.000 años (según la definición del Servicio Geológico de los Estados Unidos, USGS),

En las fallas activas, los esfuerzos tectónicos acumulan un deslizamiento potencial entres los bloques corticales separados por la falla, que por fenómenos de roce o fricción no se deslizan durante un tiempo, es decir, se traban, pero que cuando lo hacen pueden generar terremotos corticales, es decir, superficiales”, señala.

“Estas se conocen en particular como fallas activas sismogénicas. En este último caso, estas fallas pueden generar terremotos que si bien son de menor magnitud que los grandes sismos de subducción (como por ejemplo el de Magnitud 8,8 del Maule en 2010, o el de Magnitud 9,5 de Validivia en 1960), pueden generar intensidades, movimientos del suelo mucho mayores, como también ruptura en superficie”, explica Easton.

El géologo de la U. de Chile señala que en el artículo plantean que el enjambre sísmico de 2007 que afectó al fiordo Aysén y en particular a los habitantes de Puerto Aysén, Chacabuco, y localidades aledañas, fue producido por la activación de fallas geológicas (Quitralco, Cuervo y Punta Cola), que son parte del sistema de la Falla Liquiñe-Ofqui. Como Se Llama La Falla De Santiago El enjambre sísmico de 2007, que afectó al fiordo Aysén y en particular a los habitantes de Puerto Aysén, Chacabuco y localidades aledañas, generó un tsunami que causó un impacto importante en las riberas del fiordo. Fotografía: Leonardo Rubilar Chandía / AgenciaUno Las fallas construyen relieve, y son parte de la arquitectura andina, es decir, son fundamentales en la construcción de la cordillera de los Andes, “en el país hay muchas fallas, pero eso no significa que estén en todas partes, ni tampoco que todas estén activas.

Es importante estudiarlas y determinar cuáles están activas, tal como se ha hecho para la Falla San Ramón y las otras mencionadas anteriormente”, explica Easton. “Es posible que eventos similares al de Aysén, con activación de estas fallas corticales, se hayan repetido unas siete veces al menos en los últimos 12.000 años, de acuerdo al registro geológico.

Y además, otras fallas que generaron sismicidad, como la falla Cuervo, al parecer no se rompió, por lo que mantiene potencial sismogénico para generar terremotos corticales en la zona”, añade. “Es necesario monitorear en detalle esta falla, instrumentalmente, así como también desarrollar estudios paleosismológicos para entender mejor cuándo y cómo han generado ruptura en superficie,

Pero también, es importante que la normativa, tanto la Norma Sísmica (NCH433), como la planificación territorial, entre otros, se haga cargo del peligro sísmico de fallas corticales, pues si bien la probabilidad de ocurrencia de terremotos mayores (Magnitud 6, 7 u 8) a lo largo de este tipo de fallas es baja, no es nula, sino más bien considerable cuando se toma en cuenta la seguridad de la población, pues cuando ocurren los terremotos corticales pueden ocasionar un impacto localmente muy grande, incluso a veces mayores que en el caso de los sismos de subducción”, explica Easton.

El académico señala que “terremotos históricos recientes en Chile de este tipo son el de Las Melosas en 1958 y el mencionado de Aysén en 2007, por ejemplo. En el registro paleosismológico hay varios, entre ellos aquellos ocurridos hacer 8.000 y 17.000 años atrás en la Falla San Ramón”.

¿Qué falla atraviesa México?

Falla de San Andrés: por qué preocupa a científicos y por dónde pasa en México ¿Tienes poco tiempo? Infórmate en menos de cinco minutos de lo más importante del día. La falla de San Andrés causa preocupación a los científicos. Pero ¿sabes qué es y cómo afecta? Conoce de qué trata y cuáles son las zonas por las que pasa en México. mar 20 septiembre 2022 03:28 PM Como Se Llama La Falla De Santiago La falla de San Andrés preocupa a los científicos ya que podría generarse un terremoto de gran magnitud en los próximos años. (IStock) Josep Rodríguez Tras el sismo que se registró el día de ayer en México, la comunidad científica ha mostrado gran preocupación por la falla de San Andrés.

La presencia de este fenómeno atrajo la atención del mundo el 18 de abril de 1906, cuando el desplazamiento repentino de la falla de San Andrés produjo el gran terremoto e incendio de San Francisco.
Sin embargo, este terremoto, fue uno de los muchos que han dado por los constantes desplazamientos de la falla y a lo largo de su vida de aproximadamente 15 a 20 millones de años.

De acuerdo con el Servicio Geológico de Estados Unidos(USGS), los científicos se dieron cuenta de que la corteza terrestre está fracturada en una serie de “placas” que se han movido lentamente sobre la superficie terrestre durante millones de años. Dos de estas placas en movimiento se encuentran en el oeste de California; el límite entre ellos es la falla de San Andrés.

La Placa del Pacífico (en el oeste) se mueve hacia el noroeste en relación con la Placa de América del Norte (en el este), provocando terremotos a lo largo de la falla.
San Andrés es la falla “maestra” que atraviesa las rocas de la región costera de California.
Todo el sistema de fallas de San Andrés tiene más de 800 millas de largo y se extiende a profundidades de al menos 10 millas dentro de la Tierra.

En detalle, la falla es una zona compleja. Esta falla recorre de norte a sur el estado de California en Estados Unidos y su extención abarca hasta el estado de Baja California en México. Publicidad Expansion LS Politico Quien Manufactura Obras Elle : Falla de San Andrés: por qué preocupa a científicos y por dónde pasa en México

¿Cuántas fallas existen en el mundo?

https://sputniknews.lat/20180420/rift-corteza-terrestre-terremotos-volcanes-1078072496.html Cicatrices de la Tierra: las 5 fallas tectónicas más grandes del planeta Cicatrices de la Tierra: las 5 fallas tectónicas más grandes del planeta Las placas litosféricas que forman la capa superior de nuestro planeta están en constante movimiento y friccionan entre ellas. Las placas litosféricas que forman la capa superior de nuestro planeta están en constante movimiento y friccionan entre ellas. En algunos lugares, se superponen, y en otros, divergen. En sus fronteras se forman zonas volcánicas y tectónicamente activas.

Y aunque las placas se mueven de un modo increíblemente lento (de 1 a 10 cm por año), sus desplazamientos generan muchos problemas para las personas que viven encima de ellas. San Andreas Learn US History: Today, on April 18, 1906, in the early morning hours, San Francisco, California was rocked by an earthquake registering an 8.0 on the Richter scale.

This massive earthquake was caused by a slip of the San Andreas Fault, which runs along the west coast pic.twitter.com/V4mXg9RC3c — Samuel Adams (@Glorfindel2) 18 2018, Como Se Llama La Falla De Santiago 19 de abril 2018, 14:03 GMT San Andreas es la falla más grande y quizás la más peligrosa del planeta. Recorre el límite de las placas Pacífica y Norteamericana. Mide cerca de 1.200 km de largo y regularmente provoca grandes terremotos en la región, tal como ocurrió el 17 de octubre de 1989 en Loma Prieta, cuando hubo un sismo de magnitud 7,1.

El 18 de abril de 1906 hubo un fuerte terremoto en San Francisco de una magnitud de 7,7 grados que el científico Andrew Lawson asoció ya entonces con la posible expansión de la falla hacia el sur de California.
Ahora, la parte más sísmicamente peligrosa de la falla es la que transcurre cerca de Los Ángeles.

Además, recientemente, lo geólogos han puesto sus ojos en otra falla de 84 km de largo que atraviesa la región de la Bahía de San Francisco, poblada por más de siete millones de personas. Cinturón de Fuego del Pacífico Este cinturón une 328 de los 540 volcanes activos terrestres conocidos en el planeta. Como Se Llama La Falla De Santiago 23 de octubre 2016, 07:10 GMT La zona se extiende a lo largo del perímetro del océano Pacífico: en su parte occidental cubre el territorio que va desde Kamchatka —a través de las islas Kuriles, de Japón y Filipinas, la isla de Nueva Guinea, las islas Salomón y Nueva Zelanda— hasta la Antártida.

La parte oriental incluye los volcanes del noreste de la Antártida, la isla de Tierra del Fuego, la Cordillera de los Andes y las islas Aleutianas.
Uno de sus tramos más peligrosos es Indonesia.
Allí se ubica la placa que forma parte del fondo del océano Índico y está desapareciendo gradualmente bajo la placa Pacífica.

Aquí se generan erupciones, terremotos y tsunamis devastadores. El lago Kivu Uno de los grandes lagos africanos, el Kivu, se encuentra en el Gran Valle del Rift, en el este de África, concretamente sobre la formación de relieve en el borde de las placas tectónicas Africana y Arábiga. Como Se Llama La Falla De Santiago 14 de marzo 2018, 10:34 GMT El Kivu es compartido por Ruanda y la República Democrática del Congo. La cuenca del lago se expande gradualmente, lo que provoca no solo que el embalse sea cada vez más profundo, sino también que la actividad volcánica en la región se incremente.

En 1948 se produjo una erupción del cercano volcán Kituro.
Se dice que el agua del Kivu empezó a hervir y todos los peces del lago se cocinaron solos.
Sin embargo, el peligro más grave se esconde bajo sus aguas.
En el fondo del Kivu hay depósitos ocultos de metano natural y dióxido de carbono, cuya explosión y liberación a la atmósfera pueden matar a todos los ruandeses y congoleños que viven cerca de sus aguas, lo que equivale a aproximadamente dos millones de personas.

Zona del rift de Baikal Esta falla de 1.500 kilómetros de largo tiene una parte central llena de agua: el lago Baikal. Como Se Llama La Falla De Santiago 25 de septiembre 2017, 16:26 GMT Según los geólogos, esta grieta es el resultado de la divergencia de las placas Euroasiática y Amuria. El principal peligro en la zona, como en el caso del Kivu, se encuentra en el fondo del lago. De hecho, el fondo del lago Baikal es una falla tectónica, y sus costas están constantemente alejándose.

Los científicos predicen que en unos cientos de millones de años, el Baikal se convertirá en un océano. La falla de Suswa Esta grieta se encuentra en Kenia y es relativamente ‘joven’. Forma parte del llamado rift de Kenia y se llama así por un cercano volcán que lleva el mismo nombre. Es una zona limítrofe entre las placas Africana y Arábiga.

Recientemente, la situación en la región se ha vuelto inestable, como demuestran las numerosas erupciones de volcanes submarinos. Si la grieta sigue creciendo, algunos geólogos prevén que dentro de 50 millones de años podría ser capaz de dividir África en dos partes.

¿Qué pasaría si se activa la falla de San Andrés?

Un gran riesgo – Sismólogos del Geological Survey de Estados Unidos simularon los efectos de un gran terremoto en California para un programa de estudio. Uno de sus modelos de computadora asume que el próximo gran evento en la falla de San Andrés será de magnitud 7,8, que iniciará una ruptura en el sur de California cerca del Mar Salton y luego se disparará hacia el norte a lo largo de la falla para golpear a Los Ángeles.

Fuente de la imagen, Getty Images Pie de foto, Un terremoto en la sección sur de la falla de San Andrés tendría un impacto directo en Los Ángeles, la segunda ciudad más poblada de EE.UU.
Los cálculos más conservadores apuntan a que, de producirse un temblor de esa magnitud en esa sección, cerca de 2.000 personas morirían y habría más de 50.000 heridos.

Alrededor del 1% de los edificios en un área de 10 millones de personas colapsarían y alrededor de la mitad de las construcciones en la zona tendrían que ser abandonadas. Los daños materiales superarían los US$200.000 millones.

¿Qué comunas agarra la falla de San Ramón?

Riesgo de Falla de San Ramón será considerado para nuevos proyectos urbanos en la zona oriente

La Falla de (San) Ramón es una falla geológica activa del tipo inversa (que produce deslizamiento vertical), de cerca de 50 km de extensión, que atraviesa de norte a sur las comunas de Vitacura, Las Condes, La Reina, Peñalolén, La Florida y Puente Alto (recientemente se estima que podría extenderse también a Lo Barnechea y Pirque) siguiendo el pie de cerro de la Sierra de Ramón, a la que debe su nombre.

Se estima que más del 55% de la zona de la falla de San Ramón y sus alrededores se encuentra ya construida, incluyendo obras de infraestructura crítica como colegios, hospitales, aeródromos y plantas de energía. El gobernador Orrego indicó que “llegó el momento de la acción. La evidencia científica está sobre la mesa desde hace varios años y se ha venido perfeccionando.

Esperamos que finalmente se plasme en modificaciones a un instrumento tan relevante como es el PRSM, y avanzar en la reducción del riesgo de desastres para hacer de esta una ciudad más sostenible”. La alcaldesa Carolina Leitao, por otra parte, señaló que “es un tema de preocupación permanente para todos los municipios que estamos en el pie de monte de la precordillera.

Finalmente, el diputado Tomás Hirsch, presidente de la Comisión Investigadora de la Cámara sobre la Falla de San Ramón, indicó que “la Falla de San Ramón representa un peligro para los miles de personas que viven en las inmediaciones de la misma.
De familias que se han endeudado y comprado una vivienda, o la misma infraestructura pública que está emplazada en el lugar, como hospitales, colegios, universidades e incluso el Aeródromo de Tobalaba Las conclusiones a las que hemos llegado es que acá ha habido negligencia del Estado por demasiados años, conociendo la información entregada por académicos y científicos, no se ha actuado con la urgencia que corresponde”.

: Riesgo de Falla de San Ramón será considerado para nuevos proyectos urbanos en la zona oriente

¿Dónde está la falla de San Andreas?

La falla de San Andrés es una falla transformante continental que discurre por unos 1300 km a través del estado de California, en Estados Unidos y Baja California, en México.

¿Qué significa el Cinturón de Fuego del Pacífico?

En el Cinturón de Fuego del Pacífico la actividad sigue siendo normal La actividad volcánica en el Cinturón de Fuego del Pacífico, también conocido como Anillo de Fuego, ocurre a diario y en más de un sitio a la vez debido al número de volcanes que lo componen.

El patrón de actividad sísmica y volcánica de este cinturón no ha cambiado recientemente, Actividad como la que en días pasados se observó en el volcán Krakatoa al sur de Indonesia es común, no tendrá como consecuencia el aumento de erupciones o de sismos en el mundo, Como ejemplo, en México tenemos al volcán Popocatépetl que usualmente genera erupciones menores y emite columnas de ceniza de 2 ó 3 kilómetros (km) de altura.

Y extraordinariamente ha llegado a expulsar columnas que alcanzan los 15 km, tal como ocurrió en el Krakatoa recientemente. El Cinturón se localiza bordeando las costas del Océano Pacífico y tiene una longitud aproximada de 40 mil km, su origen está asociado a las zonas de subducción más importantes del orbe, lo que explica su intensa actividad sísmica y volcánica. Como Se Llama La Falla De Santiago Abarca toda la costa del Pacífico, inicia en Chile, pasa por Centroamérica, México, Estados Unidos, recorre las Islas Aleutianas, posteriormente baja por las costas de Rusia, Japón, Taiwán y Filipinas, hasta llegar a Nueva Zelanda. En el Cinturón de Fuego del Pacífico se concentra el 75% de los volcanes del planeta, incluye más de 450 estructuras volcánicas, y se registra el 90% de la actividad sísmica a nivel mundial.

El 81% de los sismos más grandes se han originado a lo largo de esa zona, Algunos volcanes que han producido erupciones importantes y que han causado daños cuantiosos a escala global, son: el Krakatoa en Indonesia, Monte Fuji en Japón, Monte Santa Elena en el estado de Washington en Estados Unidos, el Chichón en Chiapas y el Nevado del Ruiz en Colombia; entre otros.

Ante la gran cantidad de volcanes que componen el Cinturón de Fuego y que muchos de ellos han tenido actividad sostenida durante muchos años, como es el caso del Popocatépetl o el volcán de Colima, no debe sorprenderte que algunas de sus manifestaciones lleguen a coincidir en alguna fecha determinada. Como Se Llama La Falla De Santiago : En el Cinturón de Fuego del Pacífico la actividad sigue siendo normal

¿Cómo se llama la falla más peligrosa del mundo?

Falla de San Andrés
Límite (tipo)	Transformante
Placas	Placa Norteamericana Placa del Pacífico
Separación	Península de Baja California — México: 30 mm/año
Terremoto de mayor intensidad	Magnitud 8.0 en la escala de Richter

¿Cómo se llama la falla de Venezuela?

bol.geol. vol.37 no.2 Bucaramanga July/Dec.2015 – CARTOGRAFÍA NEOTECTÓNICA DE LA FALLA DE BOCONÓ ENTRE TABAY Y LA TOMA, MÉRIDA- VENEZUELA Miguel Alvarado 1 ; Gabriela Cantos 1 ; Edwin Pérez 1 ; Franck Audemard 2 1 Universidad de Los Andes, Escuela de Ingeniería Geológica, Grupo TERRA, Mérida Venezuela.

[email protected], [email protected], [email protected], [email protected] 2 FUNVISIS, Departamento de Ciencias de la Tierra, Caracas, Venezuela.
Forma de citar: Alvarado, M., Cantos, G., Pérez, E., y Audemard, F.2015.
Cartografía neotectónica de la Falla de Boconó entre Tabay y La Toma, Mérida – Venezuela.

Boletín de Geología, 37 (2): 47-55. RESUMEN La Falla de Boconó es el principal accidente geológico del occidente Venezuela que se extiende por más de 500 km en dirección SO-NE. Esta falla posee una importante complejidad estructural en los andes venezolanos.

En la zona entre las poblaciones de Tabay y La Toma, estado Mérida, se ha identificado que la falla se dispone de forma paralela y en algunos casos controla, al valle del río Chama.
En tal sentido, este trabajó se basó en la búsqueda de rasgos geomorfológicos producidos por el movimiento de la falla los cuales se presentan de forma constante y consistente a lo largo de ella.

Para ello, se realizó un análisis fotogeológico con las fotografías aéreas disponibles de la zona a escalas 1:25.000 (misión 010473), 1:40.000 (misión A34) y fotografías aéreas a escala 1:35.000 (misión 0503110), donde se pudieron describir la mayoría de los rasgos que luego fueron corroborados directamente en el campo.

En gran parte del tramo analizado, la falla se presenta como una traza única con marcadores geomorfológicos que evidencian movimientos rumbo deslizante dextrales con componente normal.
Al sureste de la población de Tabay se observó la terminación de un segmento de falla que se extiende desde el suroeste, originando un gran lomo de presión.

También se pudo corroborar la existencia de una cuenca en tracción en la zona de Mucuchíes, debido a que la falla experimenta un cambio de rumbo en sentido horario. Palabras Clave: tectónica activa, Falla de Boconó, Mérida, Andes de Venezuela. NEOTECTONIC CARTHOGRAPHY OF BOCONÓ FAULT IN THE SEGMENT TABAY – LA TOMA, MÉRIDA- VENEZUELA ABSTRACT The Boconó fault is the most important and distinctive geological feature of western Venezuela.

It runs for more than 500 km in the southeast-northwest direction with significant implication on the complex structure of the venezuelan Andes.
Between the towns of Tabay and La Toma of Mérida state, it have been identified some segments of the fault parallel to the valley of Chama river.
The overall geometry is rectilinear with the Chama basin located over the trace of the fault.

This work attempts to describe the persistence and consistence of the geomorphological traits that have been produced by the most recent fault movements. Making use of the available aerial photography (scale: 1:25.000, 1:35.000 and 1:40.000) and field assessment, it was found that throughout much of the trace, the Boconó fault has a dextral strike-slip movement with a normal component.

In particular, at southeast of Tabay town, it was observed that a fault segment, coming from the southwest, ends in a remarkable pressure ridge.
It was also corroborated in Mucuchies town, a pull-apart basin due to the fact that the fault changes its pathway clockwise.
Eywords: active tectonics, Boconó Fault, Mérida, Andes de Venezuela INTRODUCCIÓN La Falla de Boconó es el rasgo estructural activo más importante de los Andes venezolanos y ha sido objeto de estudio durante mucho tiempo.

Desde el trabajo presentado por Rod (1956), donde la califica como una falla de rumbo dextral, ésta ha sido analizada e interpretada en muchos trabajos que además le atribuyen movimientos verticales producto de complicaciones tectónicas que surgen por los cambios de la geometría de la traza activa (Schubert 1980, Schubert 1982, Soulas 1985, Ferrer 1988, Audemard et al,1999, Alvarado 2008).

Por ser una falla activa, la Falla de Boconó junto con la de Oca-Ancón, San Sebastian y El Pilar, forman parte del eje simogénico principal que se encuentra al norte y al oeste de Venezuela (Soulas 1986).
En campo, esta falla puede reconocerse por las modificaciones que produce en la morfología terrestre y por los rasgos geomorfológicos que dan indicio de actividad geológica reciente, los cuales atestigua que en efecto es una falla activa (Schubert, 1980).

A lo largo de toda su extensión se han observado y cartografiado geoformas cuaternarias producidas por la actividad de esta falla que han permitido establecer un conjunto de trazas paralelas y subparalelas propias de un sistema de falla. Con el fin de contribuir en la cartografía de la Falla de Boconó en los andes de Mérida, este trabajo se enfocó en estudiar su comportamiento entre Tabay y La Toma ( FIGURA 1 ); el cual involucró la cartografía de la(s) traza(s) activa(s) sustentado en el estudio de las evidencias geomorfológicas de fallamiento activo en el área. LA FALLA DE BOCONÓ La Falla de Boconó es uno de los rasgos neotectónicos más importantes de la parte noroccidental de América del Sur. La traza activa de esta falla, se caracteriza por presentar un movimiento transcurrente dextral, tener una traza superficial más o menos continua de aproximadamente 500 km, y frecuentes fallas que convergen o divergen con la traza principal.

Se extiende en el occidente venezolano en dirección SO-NE entre la población de San Cristóbal, ubicada en proximidad de la frontera con Colombia y la población de Morón en la costa caribeña de Golfo Triste (Audemard, 2009). Esta falla genera una zona de fractura que se sitúa casi en posición axial a la cordillera andina, aprovechada por grandes ríos para entallar sus valles, lo que hace que sea claramente demarcada (Audemard 2003).

En su extremidad sur, la falla se conecta con el sistema de piedemonte llanero colombiano a través del sistema de fallas Chinacota – Bramón, luego de sufrir dos inflexiones en ángulo recto opuesto en la estructura conocida como Punzón de Pamplona (Boinet, 1985, en Audemard, et al,2008).

En su extremo norte, la falla tuerce 45º en forma horaria para conectarse el sistema de fallas dextrales de dirección este-oeste que corren al norte de Venezuela continental (Falla de San Sebastián y El Pilar) (Audemard and Audemard, 2002). La tectónica activa de Venezuela está relacionada con un complejo marco geodinámico que involucra la interacción entre las placas del Caribe, Suramericana y Nazca, en conjunto con otros bloques continentales de menores dimensiones entrampados entre estas placas (Audemard, 2000).

Ampliamente se ha aceptado que la placa del Caribe se mueve aproximadamente hacia el este respecto a la placa Suramérica (Bell, 1972; Pindell and Dewey, 1982; Sykes et al,, 1982), generando una zona de deformación transpresional (compresivatranscurrente) de más de 100 km de ancho (Audemard y Singer, 1997) que se extiende hacia el SO a lo largo de los Andes de Mérida, donde ambos piedemontes y la cadena montañosa son acortados transversalmente en dirección NO-SE.

Mientras que, la Falla de Boconó acomoda este régimen de esfuerzos a través de un movimiento transcurrente dextral (Audemard et al, 2005). El régimen compresivo transcurrente es responsable de la formación del cinturón de deformación activo venezolano, caracterizado por la partición de esfuerzos. La deformación al norte de Los Andes está caracterizada por cadenas de montañas asociadas, principalmente, a fallas inversas y rumbo deslizante con direcciones preferenciales N-S a NE-SO (Taboada et al,, 2000).

Al oeste de Venezuela, la frontera de placas alcanza unos 600 km de ancho y comprende un conjunto de bloques tectónicos que se acomodan y reajustan entre las placas mas grandes (Caribe, Suramérica y Nazca), entre los cuales resalta el bloque de Maracaibo (Audemard, 2000).

LA FALLA DE BOCONÓ ENTRE TABAY Y LA TOMA Aspectos generales El tramo de falla aquí estudiado está ubicado en la parte alta de la cuenca del río Chama, donde se han reconocidos procesos geomorfológicos típicos de valles intramontanos con influencia tectónica y de climas gobernados por periodos de glaciaciones e interglaciaciones (Tricart y Michel, 1966).

En la parte alta de la cuenca del río Chama, los rellenos de valles corresponden a los típicos depósitos longitudinales y transversales fundamentalmente de origen fluvial pero también de origen glacial, fluvio-gacial y coluvial (Schubert y Vivas, 1993).

A partir de los 2.800 m.s.n.m. predominan los sedimentos de origen glaciar. Los sedimentos detríticos coluviales aparecen a lo largo de toda la zona muy localizados como producto de deslizamientos (Schubert y Vivas, 1993). La traza activa que aflora está claramente demarcada por depósitos sedimentarios en forma de terrazas depositadas por el río Chama y cono-terrazas dispuestas de forma coalescentes que se encuentran deformados como consecuencia de del movimiento de la falla.

Los marcadores que más resaltan en la zona son escarpes de fallas, depósitos cuaternarios deformados, drenajes controlados, drenajes desviados, trincheras de fallas, entre otros. En gran parte de la zona de estudio, la falla se presenta en forma casi rectilínea dentro del valle del río Chama ( FIGURA 2 ), donde se pueden medir escarpes con saltos verticales que oscilan entre los 3 a 15 m.

Así mismo, se pudieron observar marcadores geomorfológicos que refleja un movimiento rumbo deslizante dextral.
En el caso del cono que se encuentra al suroeste de la población de Mucurubá, donde se logró estimar movimientos laterales de aproximadamente 50 m, mientras que justo al sur de esta misma población se logró medir desplazamiento de 150 m sobre una cresta de un pequeño cerro que se encuentra desplazada ( FIGURA 3 ).

Es de hacer notar que esta segunda estimación se hace sobre un cuerpo granítico de la Asociación Sierra Nevada donde se ha registrado mayor acumulación de movimiento y es por ello que existe una gran diferencia entre la primera y la segunda estimación. Al oeste de la población de Macuchíes la Falla de Boconó tuerce a 30º en el sentido de las manecillas del reloj, donde se originan esfuerzos transtensivos, dando origen a una cuenca en tracción descrita por primera vez en (Schubert 1980). En este punto la falla se divide en dos trazas que delimitan bien dicha cuenca, una de ellas pasa al norte de la ciudad de Macuchíes y la otra hacia el sur de la misma siguiendo el cauce del río Chama.

Hacia el sur oeste de la zona de estudio, al margen izquierdo del rio Chama, la Falla de Boconó presenta una traza bien demarcada que se encuentra de forma paralela al valle, del mencionado rio y que cruza en sentido horario casi a 90º cuando alcanza al abanico dejado por la quebrada la fría, continuando hacia el cono-terraza donde se asenta la ciudad de Mérida (Corredor y Dugarte 2010).

En la zona de estudio, dicha traza culmina al sur de la población de Tabay donde es aprovechada por la quebrada La Mucuy para entallar el valle rectilíneo paralelo al valle del río Chama. Posiblemente la culminación de este segmento origina esfuerzos transpresivos que dan origen al relieve en forma dómica de rocas metamórficas de la Asociación Sierra Nevada y que está delimitado hacia el sur por la quebrada el Loro y hacia el norte por una depresión que contiene sedimentos cuaternarios represado conocido como La Ciénaga.

Aspectos geomorfológicos Para hacer una mejor descripción de los rasgos geomorfológicos de la falla ésta se ha subdividido en tres tramos. El primero que va desde la población de Tabay hasta el parque Los Aleros, el segundo desde el parque Los Aleros hasta el sector Misiguá y el tercero desde el sector Misiguá hasta la población de La Toma.

Tramo Tabay – Parque Los Aleros: este primer tramo se caracteriza principalmente por rasgos observados sobre los cono-terrazas y abanico aluviales que se encuentran a lo largo del rio Chama. En el caso del abanico originado por la quebrada La Mucuy, se evidencia un ligero quiebre de pendiente en su parte distal y un ligero desplazamiento dextral que se observa justo en el cauce de la quebrada.

Hacia el noroeste de la población de Tabay existen dos conoterrazas coalescentes originados por las quebradas San Jerónimo y La Sucia.
Estos cono-terrazas han sido disectados por la falla produciendo una serie de escarpes, contra escarpes y trincheras que en algunos casos, han sido modificados para la construcción de viviendas como es el caso del sector San Rafael de Tabay ( FIGURA 4a ).

En las zonas menos pobladas, en el sector El Pedregal de Tabay, donde los escarpes se conservan, se ha podido medir desplazamientos verticales entre 3 y 4 m de altura. En algunos casos se generan escarpes y contra escarpes que son producidos por el desplazamiento lateral de relieves cóncavos que corta la falla ( FIGURA 4b ).

Los contra escarpes ocasionalmente funcionan como represas de los drenajes que bajan de la vertiente norte produciendo pequeñas lagunas de falla (LF) ( FIGURA 4c ). Ente el sector El Pedregal de Tabay y Cacute, las expresiones geomorfológica dejados por la falla se encuentra menos continuas sin embargo, existen algunos marcadores que muestran su trayectoria principal.

Los más resaltante son un segmento del río Chama controlado por la falla, dos trincheras de falla seguidas, situadas en el margen izquierdo del río, donde se pudo determinar que en una de ellas existe una laguna de falla y es donde actualmente se encuentra el Parque Los Aleros ( FIGURA 4d ). Tramo Parque Los Aleros – Sector Misiguá: este tramo se caracteriza por presentar escarpes sobre depósitos sedimentarios cuaternarios como el encontrado justo al este del parque Los Aleros donde se presenta en forma de conoterraza. En esta zona el escarpe tiene aproximadamente 2 m de altura y es parcialmente cubierto por un pequeño cono que se depositó sobre el cono-terraza.

En el sector Mesa Libre, nuevamente en la vertiente derecha del río Chama, existe un remanente de depósito en forma de terraza topográficamente más alto que los antes mencionados, ese depósito se encuentran claramente cortado por la falla produciendo una gran trinchera. ( FIGURA 5b ). Al noreste de Mesa Libre la quebrada Cacute se encuentra desplazada 50 m en forma dextral al igual que un drenaje intermitente contiguo a esta quebrada.

Probablemente el rasgo más notorio por su tamaño es un cuerpo granítico del complejo iglesias cuya topografía es de montaña en forma de loma, cortada y desplazada dextralmente. Aquí se puede observar claramente un plano de falla cuyo ángulo aproximadamente es de 85º y desplazamiento lateral aproximadamente de 150 m ( FIGURA 5c ).

Antes de llegar a la zona de Misiguá justo al suroeste a la población de Mucuchíes, se siguen presentando evidencias como el control del cauce del río chama y quebradas afluentes, escarpes en depósitos sedimentarios cuaternarios, pequeñas trincheras de falla y algunas ensilladuras de falla ( FIGURA 2 ).

Tramo Misiguá – La Toma: esta zona es el punto de inicio de la cuenta en tracción de Macuchíes (Schubert 1980). Sobre los depósitos sedimentarios dejados por la quebrada La Musuy, se observa un escarpe que va en una dirección casi paralela a la quebrada, parcialmente tapado por un pequeño cono que se originó sobre la ladera de la vertiente derecha ( FIGURA 6a ).

En este punto la traza cambia su dirección a unos 30º aproximadamente en un sentido horario para luego tomar un rumbo este-oeste.
La cresta que limita la quebrada La Musuy y el conoterraza de Macuchíes, presenta un pequeño colapso topográfico como producto de una pequeña cuenca de tracción ( FIGURA 6a y 6b ).

La traza continua hacia el este y corta la parte media del cono-terraza donde se encuentran la población de Mucuchíes originando un contra escarpe trasversal al cono terraza. Producto de este contra escarpe, se forma un desnivel topográfico que sirve como presa de las aguas de escorrentía haciendo una gran ciénaga ( FIGURA 6c ). Hacia el sur de la población de Macuchíes, una segunda traza con dirección este-oeste, origina un cuello de falla sobre la misma cresta divisoria de la quebrada La Musuy y el cono-terraza Macuchíes ( FIGURA 6d ). Siguiendo hacia el este, esta traza hace un pequeño salto sinestral originando un pequeño lomo de presión, luego prosigue al pie del cono terraza de Macuchíes donde controla parcialmente el cauce del río chama proyectándose hacia el este.

La cuenca en Tracción de Macuchíes ha sido mapeada desde Mucucuhies hasta Los Zerpas (Soulas 1985, Audemard et al,1999) donde las dos trazas cortan depósitos glaciares y evidencian movimientos rumbos deslizante dextrales. DISCUSION La zona de estudio se caracterizó por presentar una traza continua bien definida, cuyos rasgos geomorfológicos permitieron establecer una cinemática con componente principalmente transcurrente dextral y con dirección similar al sistema de fallas de Boconó, el cual según Schubert (1982) y Rod et al,

(1958) tiene un rumbo aproximado de N 45º E, atravesando de forma oblicua Los Andes venezolanos ( FIGURA 2 ). Con la cartografía a detalle de la Falla de Boconó se ha logrado establecer nuevas segmentaciones de la traza activa. Al sur de la población de Tabay, en el sector la Mucuy, se pudo observar la terminación de un segmento que se extiende desde el sur de la ciudad Mérida (Corredor y Dugarte, 2010).

Esta culminación está bien marcada por el control de gran parte de la quebrada la Mucuy y el lomo de presión situado en el sector de Raíz de Agua.
A esta altura, la traza hace un relevo sinestral con una traza de orientación noreste- suroeste paralela al cauce del río chama hasta llegar a la población de El Vergel donde tuerce aproximadamente 30º para producir la cuenca en tracción Mucuchíes, la cual fue descrita por primera vez por Schubert (1980).

Es en este punto donde la falla nuevamente se divide dos trazas principales. Una que pasa por el norte de la población de Macuchíes y otra por el sur delimitando la cuenca en tracción. La gran cantidad de sedimentos cuaternarios que se encuentran en forma de cono-terrazas y terrazas disectados por las trazas observadas, han dejado evidencias la actividad reciente de la falla.

Algunas de estas evidencias se pudieron usar como marcadores para medir movimientos verticales (escarpes que oscilan entre los 3 a 15 m) y movimientos horizontales (caso del drenaje desplazado aproximadamente 50 m al oeste de Mucurubá). Tomando en cuenta de que no existen dataciones absolutas de estos sedimentos cuaternarios, no se pudo establecer tasas de movimientos para la falla.

En el domo granítico cortado por la falla, se pudo observar que la inclinación del plano de falla es aproximadamente 85º con buzamiento al norte. Como es de esperar en una falla con cinemática predominantemente rumbo deslizante. AGRADECIMIENTO Queremos expresar nuestro agradecimiento al personal que labora en la Fundación para la Prevención del Riesgo Sísmico (FUNDAPRIS) de la Universidad de Los Andes, en especial al Lic.

Martin Rengifo y a la Ing. Reina Aranguren, por toda la colaboración prestada, así como a la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS) por el aporte económico. REFERENCIAS Alvarado, M.2008. Caracterización neotectónica de la cuenca de tracción la González, Mérida Venezuela. Tesis. Facultad de Ingeniería.

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Journal of Geophysical Research, 87(B13): 10656-10676. Taboada, A., Rivera, L, Fuenzalida, A., Cisternas, A., Philip, H., Bijwaard, H., Olaya, J., and Rivera, C.2000. Geodynamics of the northern Andes: Subductions and Intracontinental deformation (Colombia).

¿Cómo se llama la falla qué pasa por España?

El sistema de la falla de Al-Idrissi, que cruza la parte central del mar, se encuentra en el límite de ambas placas. Es la estructura tectónica activa más larga de la región, con unos 100 kilómetros de longitud.

¿Cuándo fue la última vez que se activo la falla de San Ramón?

Viviendo en la Falla de San Ramón: polémico condominio se estaría construyendo justo sobre ella De unos años a esta parte, la expansión territorial en la zona precordillerana de la Región Metropolitana (RM) ha aumentado considerablemente, situación que mantiene preocupados a un grupo importante de ciudadanos del sector agrupados en el Colectivo Viento Sur, una organización socio ambiental que lleva alrededor de 10 años trabajando en la defensa de la precordillera capitalina.

Y es en ese lugar, además, donde se encuentra una de las fallas geológicas más importantes del país, que se ubica a lo largo del piedemonte cordillerano, entre los ríos Mapocho y Maipo, que cuenta con una extensión de, aproximadamente, 30 kilómetros, y que cruza de norte a sur las comunas de Vitacura, Las Condes, La Reina, Peñalolén, La Florida y Puente Alto.

Hablamos de la Falla de San Ramón (FSR). La Falla de San Ramón es una falla geológica activa, cortical, capaz de acumular energía y generar sus propios movimientos sísmicos de magnitud 7,2 a 7,5, con posibilidad de ruptura en la superficie. Sin embargo, el último evento registrado, según los expertos, data desde hace 8 mil años atrás, aproximadamente.

Gabriel Easton Vargas, geólogo y magíster en ciencias mención geología, Universidad de Chile, y doctor en oceanografía, Université Bordeaux I, Francia, académico y miembro de Citrid (Programa de Reducción de Riesgo y Desastres) de la Universidad de Chile, explica que la falla “implica la posibilidad de un terremoto de fuente cercana, o sea, fuente local.

Ya no estamos hablando de sismos de subducción que, en general, ocurren en el contacto de las placas tectónicas, sino que esto corresponde a sismos debido a que la corteza continental, que es donde vivimos nosotros, acumula esfuerzos tectónicos, se rompe, se fractura y se mueve”.

Esto último, subraya, es lo más peligroso.
Lo más complicado que uno puede esperar de la actividad de una falla como esta es que se rompa el suelo por kilómetros, incluso por decenas de kilómetros, y que un bloque cortical se levante respecto de otro, y eso si tú tienes una infraestructura arriba es muy difícil que resista”, dice.

Pero, ¿cómo se ha construido sobre este evento geológico? El estudio ¿Urbanización fallada? La Falla San Ramón como nuevo escenario de riesgo sísmico y la sostenibilidad de Santiago, Chile, de un grupo de expertos de la Universidad de Chile, refleja cómo ha aumentado la edificación sobre esta falla, con los riesgos que esto representa para la población.

El texto expone que hasta 1960 la urbanización sobre la falla era prácticamente nula, pues la edificación se concentraba sobre el valle central, aún cuando el Plan Regulador Intercomunal de Santiago (PRIS) autorizaba la construcción en un 30% sobre la falla, en el sector nororiente de la capital.
Existe acuerdo en que el PRIS buscó reservar el recurso suelo para promover la recreación, la cultura y el paisaje de la comunidad del Gran Santiago”, dice la investigación.

En 1979, casi 20 años después, se comenzaron a introducir una serie de cambios que fueron modificando los límites urbanos de la RM. “Lo anterior fue agudizado con la presencia de asentamientos irregulares que comenzaron a desarrollarse en el borde de la franja suburbana durante las tres décadas siguientes”, agrega el estudio.

Con el paso de los años, poco a poco la edificación sobre la falla fue aumentando.Y la tendencia no se detuvo.
Si a comienzos de los 60 el porcentaje era casi nulo, para 1985 la cifra se elevó a un 22%.
En 1994 entró en vigencia el Plan Regulador Metropolitano de Santiago (PRMS), el que incluyó aspectos normativos en materia de riesgos.

No obstante, “la realidad territorial no experimentó un panorama distinto respecto al crecimiento de la zona urbana sobre la FSR, en particular, y cada vez más sobre el piedemonte andino, en general”, dice el estudio. De esta forma, la urbanización en comunas como Lo Barnechea, Vitacura, Las Condes, Puente Alto, en el sector de Las Vizcachas, y Peñalolén aumentó considerablemente sobre la falla, sin esto ir de la mano con cambios normativos.

¿Cómo se llama la falla de Villa Nueva?

Lo que hasta ahora se conoce como falla Pinula, representa las faldas del relicto de la estructura volcánica.

¿Qué ciudades desaparecen con la falla de San Andrés?

Temida por un posible gran terremoto, tiene 1.300 kilómetros de extensión en dos países. – 12/07/2019 13:17

Clarín.com Viste

Actualizado al 12/07/2019 13:17 El temor por la llegada de un gran terremoto o del famoso Big One, pone a la falla de San Andrés, una vez más, en la mira de millones de personas. Ella puede ser la culpable de una catástrofe inimaginable en Norteamérica. Imagen satelital de la falla de San Andrés, tomada en 2009. (Reuters) Forma el límite tectónico entre la placa Norteamericana y la placa del Pacífico y su desplazamiento relativo es horizontal dextral (direccional derecho). Esta falla es famosa por producir grandes y devastadores terremotos y está compuesta por numerosas fallas o segmentos. Mapa de la falla de San Andrés, en Estados Unidos y México. El deslizamiento lateral medido en el sector central de la falla es de unos 25 milímetros por año, mientras que en otros, más alejados de la misma, llega a los 30, lo que podría indicar una acumulación de deformación elástica en la zona de la falla.

¿Cuál es la falla geológica más grande del mundo?

¿Qué es la falla de San Andrés? – La falla de San Andrés es una falla geológica que abarca una longitud de aproximadamente 800 millas (1,287 kilómetros) pasa a través de California, Estados Unidos, La falla marca el límite de transformación entre la Placa del Pacífico y la Placa de América del Norte.

El deslizamiento lateral medido en el sector central de la falla es de unos 25 milímetros por año, mientras que en otros, más alejados de la misma, llega a los 30 milímetros por año, lo que podría indicar una acumulación de deformación elástica en la zona de la falla.
Se considera que la península de Baja California se formó por la actividad de esta falla,

Este mismo proceso está moviendo a la ciudad de Los Ángeles en dirección hacia la bahía de San Francisco, acercándolas a una velocidad de unos 4.6 centímetros por año. Este movimiento es tan lento que no puede ser percibido a escala humana, pero ha ocasionado numerosos daños a obras de ingeniería como acueductos, carreteras y ranchos. usgs.gov

¿Cuál es la placa más cercana a Chile?

Mapa de las placas tectónicas. La de Nazca se ve casi al centro, de color verde azulado. La placa de Nazca es una placa tectónica oceánica que se encuentra en el océano Pacífico oriental, frente a la costa occidental de América del Sur, más específicamente al frente a la costa septentrional y central de Chile y la totalidad del litoral de Perú, Ecuador y Colombia,

Posee un área aproximada de 15,600,000 km 2,
El borde oriental de la placa se encuentra dentro de en una zona de subducción bajo la placa sudamericana, lo que ha dado origen a la cordillera de los Andes y a la fosa peruano-chilena,
El límite austral de la placa de Nazca con respecto a la placa antártica está formado por la dorsal de Chile, y el límite occidental con la placa del Pacífico por la dorsal del Pacífico Oriental,

En el norte el límite de la placa de Nazca con la placa de Cocos está formado en gran parte por la dorsal de Galápagos, Los límites con estas tres placas oceánicas son divergentes aunque abundan también trayectos transformantes, En el occidente de la placa de Nazca, específicamente en las zonas de unión entre las placas, existen tres microplacas. La subducción de la placa de Nazca frente a las costas sudamericanas, zona que forma parte del llamado Cinturón de Fuego del Pacífico, ha provocado que esta área sea altamente sísmica y volcánica, Cabe destacar el gran terremoto de Valdivia de 1960, cuya magnitud de 9,5 M W,ha sido el más fuerte movimiento telúrico medido con instrumentos en la historia de la humanidad, con el cual se ha estudiado la zona Sur de Chile y se descubrió una microplaca llamada placa de Chiloé que se extiende desde la península de Arauco por el norte hasta la península de Taitao en la confluencia de las placas sudamericana, de Nazca y Antártica,

¿Por qué la Tierra sigue temblando y sentimos réplicas?

Una réplica es un sismo que se produce en la misma región en donde ocurrió un terremoto, generalmente a una distancia entre 1 a 2 veces el largo de la ruptura. Estos temblores son una consecuencia del reacomodo de la corteza debido al desplazamiento que produjo el terremoto.

¿Dónde está ubicada la falla de San Andrés en Chile?

La falla de San Ramón ‘representa una amenaza para la Región Metropolitana’, se trata de una falla geológica inversa y activa, situada en la sierra de Ramón, 10-12 kilómetros bajo la superficie terrestre, en pleno sector sur oriente de Santiago.

¿Qué tipo de falla es la de Atacama?

Segmentación, cinemática y cronología relativa de la deformación tardía de la Falla Salar del Carmen, Sistema de Fallas de Atacama, (23°40’S), norte de Chile –

Gabriel González	Laboratorio de Tectónica Aplicada, Departamento de Ciencias Geológicas Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas Universidad Católica del Norte Casilla 1280 Antofagasta, Chile [email protected]
Daniel Carrizo	[email protected]

RESUMEN La Falla Salar del Carmen es una de las estructuras principales del Sistema de Fallas de Atacama, que se ubica al este de Antofagasta en el borde oriental de Sierra del Ancla. El evento de deformación más reciente a lo largo de esta falla dio origen a la formación de siete segmentos de falla de orientación submeridiana, cuya longitud promedio es de 8 km. Los segmentos muestran un escalonamiento lateral izquierdo, cuyos extremos están ligados por fallas de transferencia. La deformación formó escarpes de 0,2 a 9 m de altura en depósitos aluviales pliocénicos. Los escarpes más antiguos están caracterizados por un talud de detritos, en tanto que en los más jóvenes se conserva aún la cara libre. El proceso de formación de escarpes estuvo controlado por deslizamientos normales a lo largo de fallas subverticales. El estado de deformación está dado por un eje de extensión buzante 33° en la dirección N90E y una dirección de acortamiento buzante 56&° en la dirección N87W. La estimación de la edad mediante datación morfológica de escarpes, indica que las fallas no serían más antiguas que el Pleistoceno tardío ( < 400 Ka). Grietas con desplazamiento vertical centimétrico, formadas durante el terremoto de Antofagasta del 30 de Julio de 1995 (Mw=8,1), evidencian que este sistema experimenta reactivación cosísmica asociada a sismos de subducción. Los deslizamientos verticales > 1 m, medidos en los segmentos estudiados, son probablemente inducidos por sismos de subducción con Mw > 8,0. Palabras claves. Sistema de Fallas de Atacama, Segmentación estructural, Datación morfológica, Neotectónica de antearco, Deformación cosísmica, Andes centrales. ABSTRACT Segmentation, kinematics and relative chronology of the late deformation of Salar del Carmen Fault, Atacama Fault System (23°40’S), northern Chile, The Salar del Carmen Fault is the most important strand of the Atacama Fault System exposed along the eastern border of the Sierra del Ancla. The younger slip event along this fault forms seven consecutive 8 km long north-south striking fault segments that cut Pliocene alluvial fans. The segments show a left stepping geometry, whose terminal parts are linked by transfer faults. The scarps were formed by east-down-dip-parallel slip along subvertical fault planes. The strain state is characterized by a N90E trending and 33° plunging extensional axis a N87W trending and 56° plunging shortening axis. Ruptures along the fault form 0.2-9 m high fault scarps. Older scarps are dominated by debris slope whereas younger scarps are free face dominated. Scarp ages, estimated by morphologic dating, indicate that the scarps are not older than the Late Pleistocene ( < 400 Ka). Cracks with centimetric down-the-dip displacement were formed during the last subduction earthquake (Antofagasta, 30th de July 1995, Mw=8.1. This demonstrates that the Atacama Fault System experiences coseismic reactivation during large subduction earthquakes. Greater vertical slip documented along the Salar del Carmen Fault are interpreted to be triggered by subduction earthquakes with Mw > 8.0. Key words: Atacama Fault System, Structural segmentation, Morphological dating, Forearc neotectonic, Coseismic deformation; Central Andes INTRODUCCIÓN Un problema relevante en geología estructural es comprender de qué manera se produce el crecimiento de fallas normales en la corteza y cómo este crecimiento se relaciona con la sísmicidad. Existen dos mecanismos por medio de los cuales estas fallas crecen, uno es mediante la acumulación de sucesivos desplazamientos a lo largo de una traza única y el otro es por medio de la unión de varias trazas de pequeñas rupturas o segmentos de fallas ( Cartwright et al., 1995 ). En el primer mecanismo, la acumulación de desplazamientos sucesivos permite que la longitud de la falla se incremente desde el centro de su traza hacia los extremos. Debido a ello la altura del escarpe, a lo largo de la falla, adquiere la forma de un arco, donde el desplazamiento mayor se verifica en el punto medio de la traza ( Fig.1 ). En el segundo mecanismo, la falla incrementa su longitud por el crecimiento lateral y la unión de segmentos de fallas originalmente discretos. En un estado avanzado del proceso de crecimiento, es imposible diferenciar fallas que han crecido por este mecanismo de aquellas que se han propagado mediante el primero. No obstante, si la unión de segmentos no se encuentra muy avanzada perturbaciones en la geometría de arco del escarpe acusarán el segundo mecanismo ( Crone y Machette, 1984 ; Drawers y Anders, 1995 ).

FIG.1. Modelos de crecimiento de fallas, caso a) propagación radial de una falla que acumula desplazamiento a lo largo del tiempo, nótese que la altura del escarpe forma un arco elíptico cuya altura crece con el tiempo. Caso b) modelo de crecimiento de fallas por ligazón lateral de segmentos. En este caso se da que los segmentos comienzan como pequeños arcos elípticos los cuales se traslapan lateralmente con el aumento de la edad. En el estado más avanzado se observan perturbaciones en el arco elíptico del escarpe que acusa la presencia de los paleo-segmentos. Modificado de Cartwrigth et al, (1995),

Conocer la naturaleza del mecanismo de crecimiento es importante para determinar la energía sísmica necesaria para producir las rupturas en superficie. De este modo, una ruptura instantánea de decenas de kilómetros de longitud requiere mayor energía que la propagación de una falla por medio de la unión de varios segmentos formados en distintos momentos.

Esto, en último término es relevante para entender la actividad paleo-sísmica de una región en particular.
EL PROBLEMA EN ESTUDIO El Sistema de Fallas de Atacama ( Arabasz, 1971 ) constituye uno de los rasgos estructurales más notables del norte de Chile ( Fig.2 ).
Su distribución longitudinal subparalela al borde continental puede ser seguida por más de 1.000 km desde las inmediaciones de Iquique (21°S) hasta la Serena (30°S) por el sur.

La edad cretácica inferior del Sistema de Fallas de Atacama (SFA) ha sido estimada mediante la datación de milonitas expuestas a lo largo de algunas trazas principales de este sistema de fallas ( Hervé, 1987a ; Scheuber y Andriessen, 1990 ). Reactivaciones de esta falla, durante el Cenozoico ( Hervé, 1987b ) han producido notables escarpes de falla que destacan, entre el río Loa y Paposo, a lo largo del borde oriental de la Cordillera de la Costa.

En esta parte, la traza principal del SFA forma un escalón morfológico de 300 a 400 m de altura cuyo borde oriental es un amplio piedemonte conformado por abanicos aluviales coalescentes.
En las inmediaciones del Salar del Carmen, a la latitud de Antofagasta, los abanicos aluviales más antiguos de este piedemonte, están cortados y desplazados verticalmente por el SFA.

El desplazamiento se encuentra marcado por un escarpe que alcanza una longitud total de ca,45 km. En este sector, la traza principal del SFA se denomina Falla Salar del Carmen ( Arabasz 1971 ; Naranjo, 1987 ).

FIG.2. Mapa estructural general del Sistema de Fallas de Atacama en el norte de Chile (modificado de Arabasz, 1971 ; Naranjo, 1987 ). En el costado izquierdo, se muestra la posición de la Fosa Chileno-Peruana, la velocidad de convergencia fue tomada de Minster y Jordan (1978), El rectángulo indica la ubicación del área de estudio. Las áreas sombreadas representan depresiones estructurales.

Varios autores han estudiado el problema del origen de la deformación más reciente de la Falla Salar del Carmen ( Naranjo, 1987 ; Armijo y Thiele, 1990 ; Delouis et al.1998 ). Naranjo (1987), sugirió que el escarpe de la Falla Salar del Carmen no es de origen tectónico sino que debe su origen a la circulación de agua subterránea.

Armijo y Thiele (1990), explicaron la ruptura superficial como resultado de un movimiento transcurrente sinistral. En tanto que Delouis et al. (1998), sobre la base del estudio de formas de relieve, demostraron que el escarpe de la Falla Salar del Carmen fue formado por el desplazamiento de una falla normal.

Ninguna de estas contribuciones ha abordado en detalle el problema de la segmentación de esta estructura y el modo de crecimiento de la falla. Tampoco se tiene certeza si el escarpe fue formado en eventos múltiples de desplazamiento o si resultó de un solo evento de ruptura.

Debido a la falta de estudios, la edad de las rupturas de la FSC no ha podido aún ser precisada.
Sin embargo el hecho que algunas partes del escarpe estén dominadas por la cara libre indica que los procesos de degradación son extremada mente lentos o bien que la ruptura es bastante joven, cuya edad puede ser medible en algunas decenas o centenas de miles años.

Los antecedentes sismológicos de la Cordillera de la Costa han evidenciado que la FSC no presenta actividad sísmica somera ( Arabasz, 1971 y Delouis et al., 1996 ). Esto introduce la idea que la FSC se encuentra sísmicamente inactiva. De este modo surge la paradoja que rupturas superficiales, de aspecto reciente, no muestran actividad sísmica asociada.

Esta paradoja conduce a las siguientes preguntas: ¿está el supuesto carácter joven de esta estructura fuertemente acentuado por la extrema aridez del Desierto de Atacama?; ¿Cuál es el mecanismo mediante el cual la FSC ha acumulado desplazamiento en el Neógeno más tardío?; ¿Cuál es el rol de la segmentación en la propagación de esta estructura? Para intentar responder estas preguntas, el presente trabajo se enfoca en los siguientes aspectos: caracterización de la naturaleza y origen de la segmentación de la FSC, determinación del carácter cinemático de las estructuras y estimación de la edad de las rupturas METODOLOGÍAS La segmentación de la FSC fue determinada mediante el mapeo en terreno sobre fotografías aéreas de escala 1:15.000.

La determinación de la cinemática se realizó mediante un mapeo de secciones verticales de marcadores litológicos desplazados por la falla, expuestos en dos canteras para extracción de áridos. También se registró la actitud de estrías de fallas. La edad de los desplazamientos fue estimada en forma relativa sobre la base de dataciones radiométricas K-Ar.

Estas se realizaron en concentrados de biotita, provenientes de horizontes de ceniza volcánica intercalados en los depósitos aluviales desplazados por la fallas. La edad de los escarpes fue acotada mediante la aplicación del método de datación morfológica ba sado en el modelo de degradación de escarpes ( Bucknam y Anderson, 1979 ; Nash, 1980 ; Colman y Watson 1983 ).

Para ello fue necesario levantar perfiles geodésicos, con estación total, que permitieran obtener los parámetros geométricos necesarios para la estimación de la edad de los escarpes. Por medio de los perfiles geodésicos se midió también la inclinación de la superficie original desplazada por la falla.

La medición de la inclinación de la superficie original permite por una parte detectar si los bloques comprometidos por la falla experimentaron basculamiento y por otra determinar la magnitud aproximada del rechazo vertical acumulado. MARCO GEOLÓGICO La Cordillera de la Costa en las inmediaciones de Antofagasta está formada principalmente por rocas estratificadas e intrusivas del Jurásico Infe rior hasta el Cretácico Inferior ( Ferraris y Di Biase, 1978 ).

Las unidades estratificadas consisten en rocas volcánicas andesíticas de la Formación La Negra de edad jurásica ( García, 1967 ); rocas sedimentarias continentales de la Formación Caleta Coloso del Titoniano-Neocomiano ( Brüggen, 1950 ), y rocas calcáreas marinas, de la Formación El Way del Hauteriviano-Barremiano.

Afloran también rocas intrusivas pertenecientes al Batolito Costero de edad jurasico-cretácica inferior, emplazadas en las rocas volcánicas de la Formación La Negra ( Ferraris y Di Biase, 1978 ).
Todas estas rocas forman el substrato rocoso de las unidades estratificadas cenozoicas las cuales se exponen principalmente en la forma de un extenso piedemonte localizado en la vertiente oriental de la Cordillera de la Costa de Antofagasta (Sierra del Ancla).

Este piedemonte, denominado en esta contribución Piedemonte Oriental, se encuentra conformado por depósitos aluviales antiguos, depósitos aluviales modernos, depósitos salinos holocénicos del Salar del Carmen y depósitos eólicos. Los depósitos aluviales antiguos consisten en brechas y arenas de color pardo claro a pardo rojizo con intercalaciones de uno o dos horizontes de ceniza volcánica blanca.

Estos depósitos se disponen bien estratificados, mal seleccionados y localmente cementados por sales en su parte superior.
El espesor mínimo de esos depósitos es del orden de 20 m.
Dataciones radiométricas K-Ar en concentrados de biotita, provenientes de los horizontes de ceniza blanca, han dado edades comprendidas entre los 5,2 y 2, 9 Ma ( Tabla 1 ) sugiriendo una edad máxima pliocena para ellos.

Estos depósitos forman abanicos aluviales inactivos cuyos canales de alimentación están encajonados en el frente de montaña de la Cordillera de la Costa de Antofagasta. Estos abanicos se encuentran cortados y desplazados por la Falla Salar del Carmen formando el escarpe que se estudia en este trabajo. Los depósitos aluviales modernos están formados por brechas conglomerádicas y arenas medias de color pardo claro. Estos depósitos forman abanicos aluviales activos cuyos canales de alimentación se ubican inmediatamente detrás del escarpe de la Falla Salar del Carmen, encajonados en la parte alzada de los abanicos aluviales antiguos.

Esta disposición encajonada de los abanicos aluviales modernos, respecto de los abanicos aluviales antiguos, evidencia una migración del frente de montaña hacia el este.
Esto es un efecto de los desplazamientos verticales tardíos ocurridos a lo largo de la Falla Salar del Carmen.
Debido a que los depósitos aluviales modernos cubren los depósitos aluviales antiguos y sus canales de alimentación degradan actualmente el escarpe de la Falla Salar del Carmen su edad máxima se estima como post-pliocena.

Considerando que ellos se encuentran activos, es muy probable que su deposición haya comenzado en el Pleistoceno Tardío. EL SFA EN EL ÁREA DEL SALAR DEL CARMEN En el área del Salar del Carmen el SFA se expresa según dos fallas de orientación N20E que limitan el Piedemonte Oriental.

FIG.3. Mapa estructural del área de estudio. Las letras en círculo detallan la ubicación de los segmentos.

LA FALLA DEL SALAR DEL CARMEN La FSC se manifiesta según una ruptura de 45 km de largo que desplaza la superficie de los depósitos aluviales antiguos, formando un escarpe que alcanza una altura máxima de 9 m ( Fig.7 ). Al norte de la quebrada Caracoles, la superficie de falla expuesta en dos canteras de ripios excavadas en la misma falla, tiene un rumbo N20E, y un manteo de 75°E a 90°E.

En su extremo sur, la falla tiene una orientación variable entre N5W y N5E y un manteo de 75°E a 90°.
En dos perfiles levantados en forma transversal a la falla se detectó una diferencia mayor que 5° entre las superficies definidas sobre el bloque colgante y el bloque yacente.
En ambos casos se observa que el bloque colgante está basculado ca.5 hacia la falla en relación al bloque yacente.

Esta observación coincide con el hecho que la estratificación de los depósitos aluviales antiguos en las proximidades de la falla forma una estructura tipo anticlinal de ‘roll-over’ (Fig.4 ). La ocurrencia local de este tipo de estructura sugiere que el manteo de la FSC, en algunos sectores, disminuye con la profundidad.

FIG.4. Estructura tipo anticlinal ‘roll-over’ desarrollada en la Falla Salar del Carmen. Vista hacia el NW. Las capas marcadores están dadas por la estratificación de los depósitos aluviales antiguos.

Las estrías medidas a lo largo de la FSC, tanto en el plano principal como en fallas secundarias sintéticas y antitéticas respecto de este plano, tienen un ángulo de barrido subparalelo a la dirección de manteo ( Tabla 2 ). Esto junto con el sentido de movimiento relativo dado por marcadores estratigráficos, tales como horizontes de ceniza blanca intercalados en los depósitos aluviales pliocénicos, indica en la mayoría de los casos, que los escarpes fueron formados por fallas normales de alto ángulo ( Fig.5 ). En el extremo norte de la FSC, donde ésta tiene un rumbo N20E, Armijo y Thiele (1990), hicieron la observación que dos abanicos aluviales antiguos se presentan desplazados en sentido sinistral. La geometría en planta, que documentaron estos autores, consiste en dos abanicos aluviales antiguos que están parcialmente cubiertos en su parte sur por dos abanicos aluviales modernos.

En la interpretación de Armijo y Thiele (1990), los abanicos aluviales antiguos fueron cortados por la falla y desplazado en sentido sinistral (hacia el norte en el bloque este). Con posterioridad a este desplazamiento, los sedimentos de los abanicos más jóvenes escurrieron aguas abajo, a partir de la traza de falla, cubriendo parcialmente la parte sur de los abanicos aluviales antiguos, ubicados en el bloque este.

Delouis et al. (1998) interpretaron esta observación no como resultado de un desplazamiento lateral, sino como un efecto del gradiente topográfico general de esta parte del Piedemonte Oriental, el cual se inclina hacia el sureste. En esta interpretación el desplazamiento vertical, originó un nuevo frente de montaña, el escarpe de falla, a partir del cual derivaron los abanicos aluviales modernos.

El gradiente topográfico dirigido hacia el sureste obligó a que estos abanicos aluviales drenaran en ese mismo sentido.
Mediante este proceso, los abanicos modernos cubrieron parcialmente el borde sur de los dos abanicos aluviales antiguos generando una geometría similar a la de abanicos desplazados sinistralmente.

Debe notarse que a lo largo de la Falla Salar del Carmen estos dos abanicos son los únicos casos donde se da esta geometría de aparente movimiento sinistral. Todos los otros abanicos aluviales antiguos muestran claramente movimientos verticales dominantes.

FIG.5. Esquemas de exposición de la FSC en secciones verticales de las Canteras Norte y Sur. a) Mapa de ubicación general de la FSC y de las canteras. b) y c) mapa de ubicación de Cantera Norte y Cantera Sur respectivamente, mostrando la geometría de las estructuras. d) Esquema general que muestra la disposición de la estructuras en la FSC en la Cantera Norte, notar el detalle la ocurrencia de fallas normales verticales y subverticales desplazando capas ceniza volcánica intercalada en los depósitos aluviales pliocénicos. e) esquema de fallas con separación inversa desplazando cenizas retrabajadas, nótese como las estructuras convergen en profundidad a una falla subvertical ciega, ubicada al oeste. Sobre la terminación de las fallas se desarrolla un pliegue anticlinal del tipo extensional forzado.

Con posterioridad a las observaciones realizadas por Armijo y Thiele (1990), a lo largo de esta parte de la FSC, fueron excavadas dos canteras de extracción de ripio de 12 m de profundidad, denominadas en este trabajo como Cantera Norte y Cantera Sur ( Fig.5 ).

En la Cantera Norte el plano de falla principal presenta estrías con un ángulo de barrido cercano a la dirección de manteo, lo cual evidencia que los últimos desplazamientos a lo largo de la FSC que afectan a los depósitos aluviales antiguos, estuvieron dominados por un movimiento vertical-normal. En la pared oriental de la Cantera Norte, a ca,20 m al este del escarpe de la FSC, se observan dos fallas con separación vertical orientadas en forma subparalela al escarpe.

La separación vertical es evidenciada por un horizonte de ceniza blanca intercalado en los depósitos aluviales antiguos. El sentido de movimientos es sintético respecto de aquel dado por la falla principal. En la Cantera Sur se observan algunas fallas con separación inversa de rumbo N15E-20E que convergen hacia una falla subvertical de rumbo N15E.

El manteo de las fallas con separación inversa varía entre 65 y 70°W y su sentido de movimiento marca el ascenso relativo del bloque occidental ( Fig.5 ).
Los rechazos verticales medidos en estas fallas varían entre 0,5 y 1,5 m.
El hecho que estas fallas no muestren relaciones de corte con la falla subvertical, sino que convergen hacia ella, sugiere que están cinemáticamente conectadas.

Las capas de los depósitos aluviales ubicadas sobre las fallas inversas forman un anticlinal abierto cuyo limbo oriental mantea 18° hacia el este ( Fig.5 ). En la zona de charnela de este pliegue la falla subvertical es ciega. Esta geometría es similar a la descrita por Allmendinger (1998) quien demostró que fallas inversas y pliegues extensionales forzados pueden ser el resultado de deformación inducida por cizalle triangular debido a la propagación hacia arriba del punto de término de fallas normales.

Withjack et al, (1990) demostró con modelos de arcilla similar relación cinemática. En consideración a la interpretación de movimiento transcurrente efectuada por Armijo y Thiele (1990 ), los antecedentes aportados en el presente trabajo indican consistentemente que los desplazamientos más jóvenes observados a lo largo de la FSC son de tipo vertical-normal.

FALLA SIERRA DEL ANCLA La Falla Sierra del Ancla (FSA) forma un escalón morfológico del orden de 300 m de altura que limita la sierra homónima con el Piedemonte Oriental. La expresión de su actividad más reciente está dada por un escarpe de altura variable entre 0,5 a 2,5 m que afecta los depósitos aluviales antiguos.

El escarpe exhibe una cara orientada hacia el este. Su traza tiene un rumbo de orientación N20E y una longitud de 26 km. Con el objeto de determinar la actitud del plano de falla se excavaron pequeñas trincheras transversales a lo largo de esta estructura. De este modo se pudo demostrar que la FSA tiene un plano cuyo rumbo varía N5 y N20E y que tiene un plano que mantea 65 a 88°E.

Las estrías de falla documentadas en este plano tienen un ángulo de barrido que varía entre 72 y 88°N. Esta actitud de las estrías, junto con el sentido de movimiento inferido de la morfología del escarpe, indica que el movimiento a lo largo de esta falla es de tipo normal, con una leve componente sinistral.

La altura del escarpe formado en los depósitos aluviales antiguos, no mayor a 2,5 m, sugiere que los rechazos verticales asociados a la formación de este escarpe son de ese orden de magnitud.
DETERMINACIÓN DE LOS EJES DE FORMACIÓN La determinación de los ejes de deformación instantánea se realizó por medio del método de los diedros P-T de Marrett y Allmendinger (1990),

Este método se basa en la determinación de la posición de los ejes de extensión (T) y acortamiento (P) incrementales asociados a una falla individual, o una población de fallas. Esto se hace utilizando la orientación del plano y de la estría de falla, y el sentido de movimiento.

La estría de falla y el vector normal al plano de falla definen el ‘plano de movimiento’, en el cual se encuentran contenidos los ejes P y T, cada uno orientado a 45° del plano de falla ( Fig.6 ).
En el caso de un grupo de fallas, las posiciones obtenidas para los ejes P y T de cada falla, se les aplica la estadística de distribución de Bingham ( Marret y Allmendinger, 1990 ).

Este procedimiento considera los P y T como elementos direccionales relacionados, ubicados a 90°entre sí. Mediante la distribución de Bingman se calculan los vectores estadísticamente representativos de los ejes P y T calculados para cada falla. Obteniendo, de esta manera, las direcciones máximas de los ejes de acortamiento y extensión representativos para la población de fallas.

FIG.6. Geometría de la cinemática de desplazamiento de una falla en proyección equiareal en el hemisferio inferior (modificado de Marrett y Allmendinger, 1990 ).

El resultado de la aplicación de este método a la FSC y a las fallas espacialmente asociadas a ella, muestra que el eje de acortamiento máximo (P), buza 56° en dirección N87W; en tanto que el eje de extensión máxima (T), buza 33° en la dirección N90E ( Tabla 2 y Fig.3 ).

Para la FSA, se tiene que el eje de acortamiento máximo buza 59° en dirección N62W, y el eje de extensión máxima, es moderadamente inclinado, buzante 29° en la dirección S84E.
Las orientaciones de los ejes P y T en ambas fallas indican que los escarpes fueron formados por desplazamientos a lo largo de una falla subvertical.

El hecho que los ejes P y T no sean exclusivamente verticales ni horizontales respectivamente se debe al alto ángulo de manteo de las fallas, 80° para la Falla Salar del Carmen y 75° para la Falla Sierra del Ancla. SEGMENTACIÓN DE LA FSC El término ‘segmento de falla’ ha sido definido por Crone y Haller (1991), para describir una porción superficial de una falla que ha liberado la mayor cantidad de energía sísmica durante un evento sísmico.

Los siguientes dos criterios propuestos por estos autores permitieron identificar siete segmentos en la FSC: 1.0000 Escalonamientos mayores en la traza de la falla o interrupciones significativas en la continuidad de los escarpes de falla; 2.0000 Ubicuos y persistentes cambios en la altura del escarpe a lo largo del rumbo de la falla.

A lo largo de la Falla Salar del Carmen se distinguieron siete segmentos consolidados; entendiendo por segmentos consolidados, una ruptura superficial marcada por un escarpe que ha sido formado por la unión de varios segmentos más pequeños, denominados en este trabajo subsegmentos.

De norte a sur, los segmentos identificados son: a, Segmento Mantos Blancos b, Segmento Mantos de Varas c, Segmento Los Morros d. Segmento Caracoles e, Segmento Portezuelo f. Segmento Estación O’Higgins g. Segmento La Negra En los siete segmentos la altura de los escarpes disminuye progresivamente hacia la zona de traslapo ( Fig.7 ).

Solamente en algunos pocos ejemplos se identificaron puntos de término de la falla en la zona de terminación del segmento ( Fig.3 ). A excepción de las quebradas Caracoles y La Negra, la posición donde disminuye la altura de los escarpes no coincide con la ocurrencia de drenajes mayores, por lo tanto se puede afirmar que las disminuciones en la altura del escarpe no se deben a efectos de erosión, sino que son producto de variaciones en la magnitud del rechazo vertical acumulado.

FIG.7. Diagrama de altura de escarpe versus distancia a lo largo del rumbo de la Falla Salar del Carmen. Las zonas más deprimidas no representan canales de erosión sino que se interpretan como límites de segmentos; SMB= Segmento Mantos Blancos; SMV= Segmento Mantos de Varas; SLM= Segmento Los Morros; SC= Segmento Caracoles; SP= Segmento Portezuelo; SEO= Segmento Estación O’Higgins; SLN= Segmento La Negra. La línea delgada y segmentada representa la localización de los subsegmentos.

La longitud de los segmentos varía entre 4,5 y 12 km y los subsegmentos individuales varían en longitud entre 0,9 y 5,4 km, con desplazamientos verticales acumulados que varían entre 0,3 y 9 m. La mayoría de los segmentos de la FSC se disponen en un arreglo escalonado de mano izquierda, cuyos extremos se traslapan formando una geometría tipo rampa de relevo en el sentido dado por Ferril et al,

1999) y Walsh et al. (1999),
En la zona de relevo, el bloque yacente y el bloque colgante se encuentran conectados por fallas de transferencia cuyos rumbos NW-SE son oblicuos al rumbo de los segmentos principales ( Figs.3 y 8 ).
Las fallas de transferencia forman escarpes decimétricos a métricos, cuyas caras se orientan hacia el noreste.

En la zona de aproximación de los segmentos destacan varias fallas de trazas cortas con geometrías colaterales divergentes, en el sentido de Morley et al. (1990),

FIG.8. Zona de transferencia entre el Segmento Caracoles y el Segmento Portezuelo. ZT= zona de transferencia; TP= Tip point; SEO= Segmento Estación O´higgins; SP= Segmento Portezuelo.

En los siete segmentos la superficie del escarpe se expone preferencialmente hacia el este marcando el descenso relativo del bloque oriental. MAGNITUD DE LOS DESPLAZAMIENTOS La magnitud de los desplazamientos fue medido como la distancia perpendicular entre las superficies tangentes al piedemonte, tanto en el bloque colgante como yacente ( Tabla 3 ).

Para ello se levantaron 21 perfiles con estación total, que entrega una precisión de ±10 cm para esta medida. La medición obtenida mediante este método fue comparada con la magnitud del desplazamiento obtenida mediante marcadores estratigráficos desplazados por las fallas. Por ejemplo, en la Cantera Norte, ubicada en la zona de transferencia entre el Segmento Caracoles y el Segmento Portezuelo, se observa una separación normal de 5 m, marcado por un horizonte de ceniza volcánica ( Fig.5 ).

Esta magnitud de la separación vertical es consistente con la magnitud del desplazamiento vertical de 5,2 m medida como la distancia perpendicular entre las superficies tangentes al piedemonte ( Tabla 3 ). Debido a que la mayoría de las estrías medidas a lo largo de la FSC tienen ángulos de barrido de entre 72 y 88°, las separaciones medidas verticales pueden considerarse como rechazos netos de tipo normal. Esto permite inferir que la altura medida del modo explicado anteriormente representa, en forma aproximada, los desplazamientos reales acumulados a lo largo de cada uno de los segmentos.

Los valores de desplazamiento vertical, medidos de esta forma, varían entre 2,1 y 9 m ( Tabla 3, Fig.7 ). Escarpes secundarios formados en las inmediaciones del escarpe principal tienen alturas que varían entre 0,3 a 2 m. El deslizamiento vertical acumulado máximo es de 15 m. Este se obtiene de la suma de los desplazamientos individuales de cada segmento yuxtapuesto.

A lo largo del Segmento O’Higgins se observan varios drenajes colgados en el escarpe principal que no seccionan completamente la cara del escarpe. En estos mismos lugares, el talud de detritos está cortado por la falla principal observándose un salto vertical del orden de 0,6 m.

Está relación de campo evidencia que los drenajes fueron colgados tectónicamente por un segundo evento de desplazamiento que experimentó la FSC en estos segmentos. ORFOLOGÍA DE LOS ESCAPES En general, la morfología de los escarpes de falla está caracterizada por tres partes que son: la cara libre, el talud de detritos y el talud de flujo acuoso ( Fig.9 ).

La cara libre es la parte del escarpe que representa el escalón principal, el cual en el instante de la ruptura coincide con el plano de falla ( Wallace, 1977 ). Esta cara rápidamente se degrada y retrocede por efecto de la gravedad, generando el talud de detritos.

El talud de flujo acuoso está formado por material que es depositado por la acción aluvial que actúa sobre la cara libre y el talud de detritos, en consecuencia este talud se localiza en la parte más baja y distal del escarpe. De acuerdo a la clasificación morfológica de escarpes de fallas normales propuesta por Stewart y Hancock (1990), existen tres tipos de escarpes: escarpes de piedemonte, escarpes múltiples y escarpes compuestos.

Los escarpes de piedemonte corresponden a un único escarpe, generado en un solo evento deformativo; los escarpes múltiples corresponden a un grupo de escarpes originados por fallas subparalelas; los escarpes compuestos son aquellos que registran más de un evento de desplazamiento separado en el tiempo.

En los términos de Stewart y Hancock (1990), los escarpes de la FSC consisten en escarpes de piedemonte, múltiples y compuestos. Estos tres están dominados por el talud de detritos, con caras libres retrocedidas ( Fig.10a ). En los siete segmentos, se observa que el talud de detritos domina en un 80 % a un 75 % la longitud total de la sección del escarpe.

En la cantera norte, del Segmento Caracoles se observa que la cara libre no coincide con la traza de la FSC, sino que ha retrocedido 1,5 a 2,5 m respecto del plano de falla principal. Este antecedente manifiesta que el escarpe en este segmento es un relieve dominado por el proceso de degradación del mismo.

a	FIG.10. a- Escarpe de falla dominado por el talud de detritos, en el Segmento Caracoles, vista hacia el oeste; b- Escarpe de falla híbrida dominado por la cara libre, vista hacia el NNW. La altura del escarpe en la parte central es de 1 m; c- Grietas formadas durante el sismo de Antofagasta (julio de 1995, Mw=8,1). Vista hacia el NNW, nótese en el último plano de la fotografía, el lindero de alambre que limita la propiedad. Este lindero fue sacado de su base por la propagación de las fracturas.

b

c

En el Segmento Caracoles se observan caras libres bien desarrolladas, de cornisas subverticales, cuya buena conservación se debe a la existencia de una costra de sulfato en los sedimentos aluviales antiguos. El talud de detritos es más estrecho y de pendiente más pronunciada que en el Segmento los Morros.

En la parte sur de este segmento el escarpe está dominado por la cara libre. En el extremo sur del área ( Fig.3 ) existe una falla de 6 km de largo, denominada en este trabajo, Falla Alto Norte. A lo largo de esta falla la cara libre domina la totalidad de la ruptura. Debido a que no hay evidencias de formación de pendiente de detritos al pie de este escarpe, esta falla parece corresponder a la ruptura más joven detectada a lo largo del dominio de la FSC ( Fig.10b ).

En la Cantera Sur del Segmento Caracoles, a lo largo de una zona de traslape sintética entre este segmento y el Segmento Portezuelo se observa que el talud de detritos se encuentra cortado y desplazado 1 m por la falla de traslape. Hacia la parte superior del talud este salto está sellado por sedimentos más jóvenes.

La ocurrencia de deformación en el talud de detritos es una evidencia directa de reactivación de la FSC con posterioridad a la formación del escarpe principal.
FRACTURAS RELLENAS Y GRIETAS A lo largo de la FSC y de la FSA ocurren algunas fracturas rellenas y grietas que afectan a los depósitos aluviales antiguos y modernos.Las fracturas rellenas se observan en secciones subverticales de los depósitos aluviales antiguos y consisten en fracturas planares subverticales de rumbo variable N60E a N40E, que penetran hasta 2 m de profundidad.

Los rellenos están formados por láminas de arena fina cementada por sales, que se disponen en forma paralela a la pared de la fractura. El ancho del relleno de estas fracturas varía desde 15 cm a 100 cm; en sección este ancho disminuye con la profundidad.

Se pueden distinguir en una misma sección al menos tres generaciones de fracturas rellenas, selladas por capítulos de sedimentación.
Las grietas consisten en fracturas abiertas, cuyo ancho varía desde 5 cm a 100 cm.
En aquellos casos que estas grietas presentan desplazamiento vertical asociado forman fallas híbridas, cuyos saltos verticales son de hasta 1,5 m.

Las grietas se concentran en tres lugares en las inmediaciones de la FSC y FSA ( Fig.3 ). El primer lugar se ubica en el extremo norte de la FSA, en la zona de convergencia entre esta falla y la FSC. En este lugar las grietas tienen rumbos que varían entre norte-sur a N17E, con un largo entre 2 y 15 m.

Otro sector, es la parte sur del Segmento Portezuelo, donde las grietas tienen un rumbo N15-20E, coincidente con el rumbo de la traza de la FSC.
Su longitud varía entre 25 y 50 m, en tanto que la zona abierta alcanza hasta 30 cm de ancho.
La separación vertical a ambos lados de las grietas alcanza hasta 15 cm, observándose el descenso relativo del bloque occidental.

Según comunicación oral de los trabajadores de la empresa INCOMIN a uno de los autores de este trabajo (DC), estas grietas se formaron durante el sismo de Antofagasta del 30 de julio de 1995 (Mw=8,1 Ruegg et al,, 1996). Al momento del sismo, las fracturas se propagaron como grietas que alcanzaron una longitud máxima de 50 m ( Fig.10c ).

Durante la formación de las grietas el lindero de alambre que limita la propiedad fue removido de su posición original por la propagación de las mismas.
El tercer lugar de concentración de grietas abiertas se ubica en la terminación sur del FSC.
Allí se observa una grieta de 6 km de largo que se ubica al oeste del extremo sur del Segmento La Negra (Falla Alto Norte, Fig.2 ).

Esta grieta tiene una orientación que varía entre N20E y N30W, alcanza un ancho máximo de hasta 1,5 m y presenta un salto vertical asociado de 0,5 a 1 m. El salto vertical asociado a esta grieta permite clasificarla como una falla híbrida subvertical con descenso relativo del bloque oriental.

También se documentaron pequeñas fallas híbridas en los lechos de los canales fluviales principales que cortan el escarpe principal en los segmentos O’Higgins, Los Morros, Mantos de Varas.
Los rumbos de estas fallas se orientan en forma paralela a la traza de la FSC.
Por lo general, estas fallas tienen un salto vertical asociado de hasta 15 cm de altura que produce el descenso relativo del bloque oriental de las fracturas.

Muchas de estas fallas fueron reconocidas y mapeadas con posterioridad al sismo de Antofagasta de Julio de 1995, en tanto que otras eran preexistentes a este sismo ( Armijo y Thiele, 1990 ). EDAD DE LOS ESCARPES Tres dataciones radiométricas K-Ar en concentrados de biotita provenientes de niveles de ceniza volcánica, intercalados en los depósitos aluviales antiguos, afectados por la deformación, entregaron edades que varían entre 2,9 ± 0,5 Ma y 5,2 ± 0,5 Ma ( Tabla 1 ).

Estas edades permiten establecer una edad máxima pliocena para la formación de los escarpes. Con el objeto de precisar la edad de los escarpes se aplicó el método de datación morfológica. EL MÉTODO DE DATACIÓN MORFOLÓGICA La degradación de un escarpe comienza a partir del momento de su formación y como consecuencia, al pie del escarpe se forma un talud de detritos cuyo desarrollo suaviza el perfil del escarpe a través del tiempo.

Durante el proceso de degradación se produce también el retroceso de la cara libre del escarpe. La degradación puede ser modelada matemáticamente mediante un método basado en la ecuación de difusión de masa a lo largo del perfil del escarpe (ecuación 1).

Con este método es posible estimar la edad de formación de escarpes de fallas normales formados en sedimentos aluviales, bajo condiciones climáticas relativamente constantes ( Nash, 1980 ; Colman y Watson, 1983 ). La ecuación de difusión (ecuación 1) se basa en los parámetros geométricos del perfil del escarpe.

Estos parámetros son el desplazamiento vertical (d), el ángulo de inclinación de la cara del escarpe (q) y el ángulo de inclinación del terreno o superficie desplazada (a) ( Fig.11 ). A partir de estos parámetros se obtiene el valor de kt. Colman y Watson (1983)

kt = (d 2 /4 p )(1/(tg q -tg a ))

(1)

La edad del escarpe (t) es sensible a la constante de difusión (k), la cual representa la transferencia de masa en el escarpe, cuya magnitud depende de las características físicas del material, las condiciones climáticas y la tasa de erosión, bajo las cuales se desarrolla la degradación.

FIG.11. Perfil esquemático ideal con los parámetros geométricos usados en la datación morfológica; ( d ) desplazamiento vertical; ( q ) ángulo de inclinación del talud; ( a ) ángulo de inclinación de la superficie original.

De acuerdo Keller y Pinter (1998), la aplicación de la ecuación de difusión para datar escarpes de falla requiere algunos requisitos básicos: a) El mecanismo de movilización de material del talud debe ser del tipo transporte limitado. Es decir el material degradado mecánicamente permanece en su mayor parte en el perfil del escarpe y no es removido de él, conformando un sistema cerrado.

B) El escarpe debe ser el producto instantáneo de un solo evento y no debe presentar más de una discontinuidad o salto en su perfil. c).
El material sedimentario en que se forma el escarpe debe ser más o menos no cohesivo.
Según McCalpin (1996) en el caso de escarpes múltiples, la datación morfológica sobreestima la edad real del escarpe, entregando una edad más antigua.

Este método ha sido aplicado exitosamente en escarpes de fallas normales, escarpes fluviales y escarpes de terrazas marinas de diferentes partes de la Tierra, obteniéndose edades que varían entre 4 y 370 ka ( Hanks, 2000 ). APLICACIÓN DEL MÉTODO Y RESULTADOS La aplicación del método de datación morfológica a los escarpes de la Falla Salar del Carmen tiene dos restricciones principales.

La primera es la inexistencia de una constante de difusión local, que no permite obtener edades precisas de los escarpes.
La segunda, proviene del hecho de considerar esta constante como una componente continua en el tiempo.
Es por esto que las edades de los escarpes obtenidas en este trabajo representan una aproximación geomorfológica y deben ser consideradas como una estimación cronológica de segundo orden.

Debido a la ausencia de una constante de difusión local se utilizaron tres constantes conocidas, calculadas en sedimentos similares a los estudiados en este trabajo. Las constantes escogidas fueron: k 1 = 0,46 (m 2 /ka) de escarpes de fallas normales del Basin and Range en EEUU ( Keller y Pinter, 1998 ); k 2 = 0,1 (m 2 /ka), proveniente de terrazas fluviales de Negev en Israel ( Begin, 1992 ), y por último, se consideró una constante k 3 igual a k 1 /10.

La relación k 1 /10 proviene de la relación de 1/10 entre las tasas de erosión para climas áridos y semiáridos ( Keller y Pinter, 1998 ).
Las dos primeras constantes fueron escogidas debido a que estos lugares presentan características climáticas áridas a semiáridas más acordes con el clima hiperárido del Desierto de Atacama, dominante en la región desde el Mioceno ( Hartley y Chong, 2002 ).

A pesar que k 1 y k 2 son las constantes de difusión conocidas más bajas en la Tierra, las tasas de erosión y precipitaciones tanto en Basin and Range como en Negev están por encima de los valores del Desierto de Atacama. El valor extremadamente bajo de la constante k 3 (0,046 m 2 /ka) implica que el proceso de difusión se desarrolla muy lentamente y que el poder de degradación de los agentes erosivos del área es muy bajo.

Por esto, la constante podría representar el caso extremo de un clima hiperárido como el que domina en el Desierto de Atacama en el norte de Chile. Con las medidas obtenidas de los perfiles geodésicos (Fig.12 ) se calcularon 21 edades ( Tabla 3 ). El detalle de la distribución de edades obtenidas con la constante de difusión de Basin y Range (k 1 = 0,46 m 2 /ka) entrega un rango de edades que varía entre 4 ka y 40 ka.

La tasa de difusión de Negev (k 2 = 0,1 m 2 /ka) permite definir un rango de edades para los escarpes que varía entre 16 ka y 184 ka. Las edades obtenidas con la constante k 3 (0,046 m 2 /ka), muestran un rango que varía entre 35 ka y 400 ka.

FIG.12. Perfiles geodésicos levantados en forma transversal a la Falla Salar del Carmen a partir de los cuales se obtuvo la datación morfológica.C.l,=cara libre, T.d,=Talud de detritos.

La extrema aridez del Desierto de Atacama, sugiere que la erosión en esta región es muy baja, por ello en este trabajo se considera que el rango de edades obtenidas con la constante de Negev representaría un rango de edad mínima, asociado a un clima árido, pero con mayores precipitaciones y erosión que el del área en estudio. Los resultados obtenidos con la constante del Basin and Range, son descartados debido a que las características climáticas y erosivas difieren demasiado con las del Desierto de Atacama. Entonces, las edades obtenidas con la constante k 3 (0,046 m 2 /ka) podrían representar la edad máxima de los escarpes, los cuales se formaron bajo un clima hiperárido, con una erosión muy baja y con un alto potencial de preservación de relieves tectónicos. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES Las observaciones realizadas en las trincheras y en las exposiciones de la superficie de falla principal de las fallas Salar del Carmen y Sierra del Ancla revelan que el desplazamiento a lo largo de ellas está dominado por el descenso relativo del bloque oriental. Estas estructuras limitan y deforman el Piedemonte Oriental de la Sierra del Ancla El procesamiento de los datos cinemáticos evidencia que los escarpes fueron formados por el desplazamiento a lo largo de una falla subvertical con descenso relativo del bloque oriental. Los valores del ángulo de barrido indican que la deformación está dominada por el deslizamiento según el manteo de las fallas. El promedio general del ángulo de manteo de las medidas documentadas en la FSC es de 80°, esto indica que la deformación finita produce una componente de extensión, transversal a la falla, que es pequeña en magnitud del orden de 2 m, para un desplazamiento vertical acumulado máximo de 15 m. El alto ángulo de manteo de la FSC sugiere que los escarpes de fallas fueron formados por la reactivación de una falla antigua de probable carácter transcurrente. La fuerte segmentación que presenta la FSC a lo largo de su rumbo permite interpretar su formación como resultado de la acumulación de varias rupturas a lo largo del tiempo. En efecto, los diferentes estados de desarrollo y de ligazón de segmentos evidencian que la construcción de la FSC se debe a repetidos episodios de ruptura a lo largo de segmentos individuales y discretos del orden de 4-6 km de longitud. Debido a que la Falla Alto Norte se propagó 4 km a lo largo de su rumbo en un solo evento de ruptura y considerando además que su desplazamiento vertical varía entre 0 y 1,2 m, se puede suponer que rupturas de este orden son las que llegaron a formar por ligazón lateral la traza de la FSC. Sin embargo, en secciones de sedimentos aluviales deformados, expuestos en las canteras, se observa que los desplazamientos tienen magnitudes de hasta 5 m. La posibilidad que esta última magnitud de rechazo vertical sea acumulada se descarta por el hecho que las fallas conservan arreglos geométricos complejos, como por ejemplo geometrías de horst y graben de pequeña escala, difíciles de preservar por una actividad episódica de una misma falla. Esto obliga a considerar que algunos segmentos de la FSC tuvieron eventos con desplazamiento del orden de 5 m. Relaciones de corte entre la FSC y los depósitos aluviales antiguos deformados indican que la deformación es más joven que 5,2-2,9 Ma. Trabajos anteriores mencionan que a juzgar por el estado de degradación de los escarpes de fallas su formación es considerablemente más joven que la edad de las cenizas intercaladas en los depósitos aluviales deformados ( Armijo y Thiele, 1990 ; Delouis et al,, 1998 ). En este trabajo utilizando el método de datación morfológica se sugiere que los escarpes representan múltiples eventos de desplazamiento, cuyas edades no serían más antiguas que el Pleistoceno tardío ( < 400 ka). Respecto del origen de la extensión dos hipótesis han sido planteadas, una relaciona la deformación extensional a la erosión tectónica ( Niemeyer et al,, 1996 ; Delouis et al., 1998 ) y la otra a la deformación cosísmica inducida por sismos de subducción ( Delouis et al., 1998 ). Recientemente von Huene y Ranero (2003) postularon que fallas, como la Falla Salar del Carmen, se formarían por un basculamiento flexural de la Cordillera de la Costa como resultado del colapso por erosión tectónica del margen. Extensión cosísmica puede ser inferida de estudios de geodesia de alta precisión ( Ruegg et al., 1996 y Klotz et al., 1999 ). Según estos estudios durante el sismo de Antofagasta de 1995, la zona del antearco ubicada a ca,200 km del epicentro experimentó un desplazamiento cosísmico dirigido hacia el suroeste. La magnitud de este desplazamiento es del orden de 100 cm, en la Cordillera de la Costa, en tanto que unos 200 km al interior del antearco es de tan solo algunos centímetros. La dirección de desplazamiento cosísmico coincide con la dirección de acortamiento que experimenta el antearco en el periodo intersísmico, pero tiene un sentido opuesto de movimiento ( Bevis et al,, 1999 ). El origen de estos desplazamientos radica en un rebote elástico del antearco promovido por el deslizamiento a lo largo de la zona de subducción durante la fase cosísmica. Al comparar la magnitud de los vectores de movimiento definidos por geodesia se observa que el cambio más drástico en su magnitud se verifica a la latitud del límite oriental de la Cordillera de la Costa de Antofagasta. Estas diferencias en la magnitud de los vectores de deslizamiento cosísmico podrían generar una extensión este-oeste que se absorbe a lo largo de este límite. La formación de grietas durante el sismo de Antofagasta del 30 de julio de 1995, sugiere que la FSC se reactiva durante terremotos de subducción. Se descarta la posibilidad que estas grietas hayan sido formadas por compactación, debido a que atraviesan abanicos aluviales de distinta edad relativa. Además se han reconocido grietas que afectan al substrato rocoso en el extremo sur del área de estudio ( Fig.3 ). Este hecho es muy relevante para entender el mecanismo que controla la actividad más joven de la Falla Salar del Carmen. Después de ca,30 horas de ocurrido el sismo de Antofagasta, Buske et al, (2002) documentaron un grupo de sismos intracorticales localizados a 22 km bajo la Falla Salar del Carmen. Este antecedente complementariamente sugiere que la FSC se reactiva durante sismos de subducción. De este modo el proceso de extensión cosísmica surge como un mecanismo posible para explicar el régimen extensional documentado en la Falla Salar del Carmen. Una reactivación por medio de este proceso puede explicar el porqué la Falla Salar del Carmen no muestra actividad sísmica propia. Además permite explicar el hecho documentado en este trabajo que la Falla Salar del Carmen se ha construido por la propagación de varios segmentos. Considerando que el sismo de subducción, de Antofagasta de 1995, que tuvo una magnitud Mw=8.1, gatillo la abertura de grietas y un desplazamiento vertical de tan sólo < 5 cm, es razonable pensar que los desplazamientos mayores detectados en este trabajo, que alcanzan desde 0,6 hasta 5 m, podrían haber sido activados por eventos sísmicos Mw > 8.0, los cuales podrían considerarse como megaeventos sísmicos de subducción. AGRADECIMIENTOS El presente trabajo se realizó con fondos proporcionados por el proyecto DGICT 3600 de la Universidad Católica del Norte. Soporte económico también fue otorgado por el Proyecto MECESUP UCH010 (Beca doctorado DC) y el proyecto de Fundación Andes C13755-12. Se agradece al dibujante L. Jofré (Universidad Católica del Norte), por la confección de algunas figuras del presente trabajo. Se agradece, también, las valiosas correcciones y observaciones al contenido del manuscrito realizadas por los colegas A. Lavenu (IRD-Francia), C. Mpodozis (Sipetrol-Chile) y J. Skármeta (Codelco- Chile). Además, se agradece al personal de la empresa INCOMIN, que es la planta procesadora de metales en cuyos terrenos se ubican estas fracturas, que entregó valiosa información respecto de la génesis de las fracturas. Se agradece a C. Lozano (Codelco-Chile) y D. Muñoz (Mina La Escondida, Chile) quienes ayudaron con la recolección de muestras de ceniza volcánica. La datación de las cenizas volcánicas fue realizada en el marco del proyecto de la Hoja Antofagasta (SERNAGEOMIN). Se agradece a N. Marinovic (Sernageomin) por estas dataciones. REFERENCIAS Allmendinger, R.W.1998. Inverse and Forward numerical modeling of trishear fault-propagation folds. Tectonics, Vol.17, No.4, p.640-656. Arabasz, W.J.1971. Geological and geophysical studies of the Atacama Fault System in Northern Chile, Ph.D. Thesis (Unpublished), California Institute of Technology, 264 p. Armijo, R.; Thiele, R.1990. Active faulting in northern Chile: ramp stacking and lateral decoupling along a subduction plate boundary? Earth and Planetary Science Letters, Vol.98, p.40-61. Begin, Z.B.1992. Application of quantitative morphological dating to paleo-seismicity of the northewestern Negev, Israel: Israel. Journal of Earth Science, Vol.41, p.95-103. Bevis, M.; Smalley, R.; Herring, T.; Godoy, J.; Galban, F.1999. Crustal motion north and south of the Arica deflection: comparing recent geodetic results from the central Andes. Geochemical and Geophysical Geosystems, Vol.1, Paper No.1999GC000011. Dec.13. 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¿Dónde está la falla Fagnano Magallanes?

1. Introducción El límite entre las placas tectónicas Sudamericana y Scotia tiene expresión en el archipiélago de Tierra del Fuego como un sistema regional de fallas, reconocido desde el extremo oeste del Estrecho de Magallanes hasta el límite de la Plataforma Continental Argentina al norte de la Isla de los Estados.

Esta falla transformante, conocida como sistema de fallas Fagnano (o Magallanes), se continúa hacia el este a lo largo de la dorsal de Scotia Norte terminando en el extremo norte del archipiélago de islas Sandwich del Sur (Forsyth, 1975; Pelayo y Wiens, 1989; Klepeis, 1994; Olivero et al, 1995; Barker, 2001; Lodolo et al, 2003).

En este trabajo se utiliza el término Sistema Transformante Fagnano (STF) en referencia directa a un sistema de fallas regionales con comportamiento transformante (cf Twiss y Moores, 1992), i.e., que divide dos placas tectónicas con movimiento relativo de rumbo entre las mismas (Pelayo y Wiens, 1989; Barker et al, 1991).

Estudios geológicos de semidet alle y principalmente fotogeológicos muestran una gran cantidad de lincamientos de orientaciónE-0 aESE-ONO, ubicados principalmente en los canales y fiordos al sur del archipiélago Fueguino.
Estos lincamientos han sido interpretados como fallas subsidiarias a un sistema transcurrente sinistral localizado en el sector del canal Beagle, posiblemente asociado genéticamente al STF (Cunningham, 1993; Klepeis, 1994).

En la región bajo análisis ( Fig.1 ) el STF ha sido reconocido por estudios sísmicos y gravimétricos entre el lago epónimo y la costa atlántica, y en la Plataforma Continental Argentina (Lodolo et al, 2003; Yagupsky et al, 2004). Dichos estudios establecen que la zona de fallas está formada por segmentos en arreglo escalonado, de posición subvertical y asociados a deformación transtensional con desarrollo de pequeñas cuencas asimétricas.

En Chile diversas líneas sísmicas muestran la existencia de una zona de fallas significativa en la región del Estrecho de Magallanes (Klepeis y Austin, 1997), mientras que en la Isla Grande de Tierra del Fuego se reconocen al menos tres ramas mayores del sistema de fallas (zonas de falla del Lago Deseado, Estrecho de Magallanes-Lago Fagnano y Valle Carbajal; Klepeis, 1994).

Recientemente, se presentaron evidencias geomorfológicas y paleosísmicas de las rupturas ocasionadas porterremotos ocurridos en los últimos 9 ka en el sector aledaño a la cabecera este del lago Fagnano (Costa et al, 2006). Al este del lago Fagnano, la interpretación de imágenes satelitales y fotografías aéreas permite definir la traza principal del STF a lo largo de un lincamiento estructural continuo de 54 km, desde la cabecera este del lago Fagnano hasta unos 9 km al oeste de la costa atlántica. A partir de indicadores cinemáticos y del desplazamiento aparente de las unidades litoestrati-gráficas del área a ambos lados del STF se ha es tablecido que la cinemática dominante del mismo es sinistral (Klepeis, 1994; Olivero y Martinioni, 2001). Recientes estudios con GPS en una red de estaciones que abarca el sector argentino de la Isla Grande de Tierra del Fuego indican un desplazamiento relativo de 6,6 mm por año a lo largo de la falla (Smalley et al, 2003), similar al establecido por Pelayo y Wiens (1989) para el arco de Scotia Norte (5 mm/a).

La estimación del desplazamiento de rumbo a lo largo del STF en Tierra del Fuego se ha realizado siempre mediante la correlación de límites estra-tigráficos y estructuras regionales a ambos lados del mismo (Klepeis, 1994; Olivero y Martinioni.2001; Rossello et al, 2004; Rossello, 2005).
Las diferencias entre las estimaciones obtenidas son del orden de las decenas de kilómetros, probablemente debido a que los límites estratigráficos utilizados son difíciles de reconocer en el campo, están intensamente deformados por la estructuración del oró-geno Andino y presentan un rumbo de bajo ángulo con respecto al del STF.

Nuevos datos de campo de rocas de la faja co-rriday plegada Fueguina, especialmente el hallazgo del contacto entre el Cretácico Superior-Paleoceno en un área desconocida en el sector suroriental de la Isla Grande de Tierra del Fuego, permiten un mejor control que el obtenido hasta el momento en la estimación del desplazamiento del STF.

El contacto Cretácico Superior-Paleoceno ha sido mapeado en det alle, y se encuentra afectado por estructuras de fallamiento frágil que no impiden su reconocimiento. El objetivo de esta contribución es presentar los resultados del mapeo de det alle en el sector sur del sistema de fallas, que sumados a la cartografía geológica previa, aportan nuevas evidencias para cuantificar con mayor precisión el desplazamiento de rumbo del STF en Tierra del Fuego.2.

Metodología Los datos obtenidos durante campañas realizadas en la Isla Grande de Tierra del Fuego permitieron la confección de un mapa geológico de det alle (escala 1:100.000) del área comprendida entre 54°32′ a 54°40’S y 66°28′ a 66°42’0 ( Fig.2 ). La base topográfica utilizada para la construcción del mismo consistió en la Carta Topográfica de la Provincia de Tierra del Fuego a escala 1:300.000 y la Hoja Río Udaeta a escala 1:50.000 (Hoja DSIG 5566-8-4).

El análisis de fotografías aéreas e imágenes satelitales permitió identificar los lincamientos atribuibles a fallas subsidiarias del STF, que de otra forma no podrían reconocerse dados los escasos o nulos afloramientos y la dificultad de acceso a la mayoría de los mismos. Se mapearon las principales unidades expuestas (Formación Policarpo, Cretácico Superior; Formación Tres Amigos, Paleoceno Superior, y Forma ción La Barca, Paleoceno Superior), incluyendo la medición y análisis de los perfiles estratigráficos más completos.

El mapeo se complementó con la medición sistemática de la orientación de las capas aflorantes en el sector, lo que permitió trazar un perfil estructural que atraviesa la zona de mayor relevancia geológica en el área.3. Geología Las unidades reconocidas en el área corresponden al dominio de la faja corrida y plegada Fueguina (Ghiglione, 2003).

Se distinguen dos unidades estratigráficas mayores: Cretácico Superior y Paleoceno, que involucran distintas unidades litoestratigráficas ( ver figura 2 ).3.1.
Cretácico Superior 3.1.1.
Formación Policarpo? Litología y distribución.
Se asignan a la Formación Policarpo del Maastrichtiano/Daniano las pelitas oscuras homogéneas, con raras intercalaciones de arenisca litificada de grano muy fino, reconocidas en afloramientos aislados a lo largo de la ruta 23 ( Fig.2 ).

La asignación a la mencionada unidad se fundamenta en similitudes litológicas y en la presencia de foraminíferos de edad no mayor al Maastrichtiano. La Formación Policarpo fue mencionada originalmente por Furque y Camacho (1949) y su sección tipo fue definida por Olivero et al.

2003) en el cabo San Vicente (Península Mitre) a unos 100 km del área de estudio.
La sección tipo está compuesta dominantemente de fangolita y arenisca de grano fino a muy fino, muy indurada y con horizontes intensamente bioturbados.
El espesor mínimo de la Formación Policarpo, estimado en el perfil tipo, es de -300 m; mientras que en la caleta Falsa (Península Mitre), Olivero et al.

(2002) estimaron un espesor mínimo de 180 m. Sobre la base de ammonites, foraminíferos y dinoflagelados, esta unidad fue asignada al Maastrichtiano/Daniano (Olivero et al., 2003). En el área de estudio ( Fig.2 ) la estratificación se reconoce con dificultad, y no seobservanestructuras sedimentarias.

Las rocas tienen bioturbación representada por tubos de (‘Terebellina’) que localmente pueden ser muy abundantes, rasgo que permite diferenciarlas de otras unidades sedimentarias similares en la zona (cf Olivero et al, 2002).
Además, se han hallado escasos ejemplares incompletos de Zoophycos.
El espesor de esta unidad es indeterminado, ya que los afloramientos son aislados y no se puede establecer una conexión entre los mismos.

Estructura en el área de estudio. La deformación registrada en la Formación Policarpo es muy intensa, observándose abundantes fracturas y fallas de escala centimétrica. Una incipiente estructura en lápiz (‘pencil structure’) (Ramsay y Huber, 1983) es característica. Se reconoce cizalla interestratal en los límites de bancos ( Fig.4 ), representada por zonas de cizalla de 1 a 2 cm de espesor parcialmente rellenas por venillas anastomosadas de calcita. Los planos de cizalla, generalmente planos de estratificación verticales, presentan estrías y su cinemática se deduce de la observación de fracturas (pinnadas) (Twiss y Moores, 1992; Fig.4 ), que forman un ángulo agudo con respecto al plano de cizalla en el sentido opuesto al del movimiento relativo del bloque que las contiene. 3.2. Paleoceno Las unidades del Paleoceno reconocidas en la zona estudiada presentan manteos entre 45° y 60° y el contacto con rocas del Cretácico Superior corresponde a una discordancia angular. La angularidad de la misma puede cuantificarse, a pesar de estar cubierta, en el cerro Malvinera, donde las rocas del Paleoceno con manteos de 45° al SO se apoyan sobre sedimentitas cretácicas subverticales ( Fig.2 ).

El Paleoceno en el área del cerro Malvinera incluye las formaciones Tres Amigos y La Barca, que se describen a continuación.5.2.7. Formación Tres Amigos Litologíay distribución. Los conglomerados, areniscas de grano grueso a fino y limolitas aflorantes en la cumbre del cerro Malvinera han sido asignados al Paleoceno por su posición estratigráfica y fitología.

Se apoyan en discordancia angular (cubierta) sobre las rocas del Cretácico Superior, y presentan similitud de facies y litología con las rocas aflorantes en el puesto Tres Amigos (Península Mitre), que se asignan a la formación homónima del Paleoceno Superior.

La Formación Tres Amigos ha sido definida por Olivero et al. (2003), y su perfil tipo se encuentra en el puesto epónimo situado en Península Mitre. La unidad se compone de alternancias rítmicas de conglomerado, arenisca conglomerádica, arenisca y pelita, bien estratificadas e induradas. El perfil tipo presenta un espesor mínimo de 50 m.

Sobre la base de foraminíferos calcáreos y palinomorfos esta unidad se ha asignado al Paleoceno tardío. En el área estudiada la Formación Tres Amigos presenta un espesor mínimo de 75,3 m medidos en el perfil 1053 ( Figs.2 y 5 ). Comprende una sucesión de bancos de conglomerado y brecha, conclastos angulosos a subredondeados de vulcanita y metamorfita de hasta 15 cm de diámetro; arenisca de grano grueso a muy fino, esta última con laminación paralela y estructuras de deformación sin-sedimentaria, y limolita. Microscópicamente se observa laminación poco definida y una moda mineralógica caracterizada por abundante feldespato (44%: discriminado en 34,5% de plagioclasay 10% de feldespato potásico), cuarzo subordinado (7%) y escasa biotita. Los fragmentos líricos son muy frecuentes, reconociéndose un 32% de líricos volcánicos (basaltos y/o andesitas) y un 17% de fragmentos de metamorfitas foliadas.

Estructura en el área de estudio. En el cerro Mal-vinera, las capas de la Formación Tres Amigos presentan un rumbo aproximado de N150°, y manteo de ~45°SO. En una sección transversal al rumbo de las capas entre el valle del arroyo Virgen y la ladera SO del cerro Malvinera, pueden observarse dos corrimientos que repiten a la Formación Tres Amigos ( Figs.6 y 7A ).

Los afloramientos de escasos metros de espesor de la Formación Policarpo observados en el entorno de los corrimientos, permiten inferir que las dos escamas de corrimiento despegan de los niveles superiores de dicha formación, presumiblemente en el entorno del contacto de la misma con la Formación Tres Amigos ( Figs.6 y 7 ). 3.2.2. Formación La Barca Litología y distribución. A la Formación La Barca del Paleoceno Superior se asignan las pelitas y areniscas de grano muy fino a mediano reconocidas sobre la ruta 23, en las estribaciones NE de la serranía que atraviesa el río Udaeta, y los afloramientos ubicados en las barrancas del río Irigoyen pocos metros al sur del puente de la misma ruta sobre este río ( Fig.2 ).

El análisis micropaleontológico de los afloramientos sobre el río Irigoyen arroja una edad paleocena tardía (Olivero et al.,m prensa; Olivero y Malumián, en prensa; N.
Malumián, comunicación escrita), que sustenta la asignación de los afloramientos estudiados a la Formación La Barca.
El perfil tipo de la Formación La Barca, definida por Olivero et al.

(2002), se encuentra entre el puesto del cabo Leticia y la playa de La Barca, en Península Mitre. El mismo comprende un espesor mínimo de 220 m y presenta una sucesión grano-estrato decreciente de intercalaciones de arenisca y fangolita a la base y espesos paquetes de fangolita negra al techo.

El análisis de foraminíferos y dino-quistes arrojó una edad paleocena tardía para esta unidad (Olivero et al, 2002).
En el corte de la ruta 23, al este del arroyo Virgen ( Fig.2 ), la sucesión comprende 184,5 m de pelita y arenisca de grano fino con abundante materia orgánica, laminación paralela e intercalaciones de arenisca de grano grueso.

Las capas mantean -54° al SO. En las barrancas del río Irigoyen los afloramientos comprenden pelitas grises con concreciones y niveles de arenisca de grano fino de color claro, de pocos centímetros de espesor. Los escasos metros de afloramiento coinciden con el núcleo de un anticlinal de eje aproximado N160° e inclinación NO.4.

Evolución estructural La evolución estructural del área de estudio incluye dos eventos tectónicos principales, ligados a la evolución geológica regional de Tierra del Fuego.
El primer evento forma parte del desarrollo de lafaja corrida y plegada Fueguina, escasamente estudiada en la zona bajo análisis, y mejor conocida por la calidad de los afloramientos en la costa atlántica de Tierra del Fuego (Ghiglione et al.

, 2002; Ghiglione y Ramos, 2005; Torres Carbonell et al, 2006). Dicho evento es responsable de la formación de las estructuras compresivas observadas en las rocas del Cretácico Superior y del Paleoceno, descritas en la sección precedente. El segundo evento tectónico incluye la formación del Sistema Transformante Fagnano (STF), el cual presenta un rumbo (E-O) transversal al de las estructuras de la faja corrida y plegada en el área de estudio (NO-SE).

El sistema transformante corta las estructuras compresivas previamente formadas y genera un desplazamiento en las mismas que, de ser medido, permite cuantificar el rechazo producido.
En el caso que nos ocupa, el desplazamiento obtenido será bidimensional, es decir, el rechazo horizontal.
Esto es debido a que no se cuenta con datos de cinemática que registren el sentido tridimensional de movimiento a lo largo del STF en el área de estudio, ya que no se han hallado afloramientos de los planos de falla del mismo.

Trabajos previos realizados en la región establecen que la cinemática en 3D debería ser transtensional, sobre la base de evidencias indirectas que muestran la formación de cuencas asociadas al STF (Lodolo et al, 2003; Ghiglione, 2003). Sin embargo, los resultados obtenidos en esos estudios muestran que el rechazo vertical asociado a cuencas asimétricas ronda los 2.000 m, representando apenas un 4% del rechazo horizontal calculado para el STF en este trabajo (ver Discusión).

Dentro del evento compresivo previo al desarrollo del STF pueden reconocerse, a su vez, variaciones evolutivas a lo largo del tiempo. Se ha reconocido una discordancia angular separando las rocas del Cretácico Superior y el Paleoceno a partir de los afloramientos del cerro Malvinera, donde la Formación Tres Amigos, que mantea 45° al SO, se dispone mediante contacto cubierto sobre rocas subvertíales de rumbo NI42° del Cretácico Superior.

Sumado a la presencia de la discordancia angular, las mencionadas diferencias en estilo y magnitud de deformación entre las unidades del Cretácico Superiory Paleoceno, indican que las mismas registran al menos dos pulsos de deformación sucesivos. El primero (Pl) produjo el plegamiento inicial de las rocas del Cretácico Superior y el segundo (P2) afectó a ambas unidades.

Se deduce que en el entorno temporal posterior al límite Cretácico-Terciario el pulso Pl afectó a las rocas de la Formación Policarpo, del Cretácico Superior, generando pliegues con un ángulo inter-limbo que no superaría los 30°, en función de los ángulos de manteo medidos en esta unidad.
El estilo de plegamiento que se corresponde con este valor es de tipo apretado (Fleuty, 1964).

La cizalla interestratal evidenciada por cataclasis en los límites de capas y por estrías en espejos de fricción en la Formación Policarpo, sustenta como mecanismo de plegamiento al deslizamiento flexural (‘flexural slip’). Por otro lado, el inferido estilo de plegamiento apretado indica que un me canismo de aplanamiento debe haber seguido a la formación inicial de los pliegues; mientras que el desarrollo incipiente de una fábrica uniaxial en esta unidad (estructura en lápiz), indica la intervención de posible constricción (Flinn, 1962).

El pulso de deformación P2, posterior al Paleoceno, afectó a las rocas del Cretácico Superior y a las Formaciones Tres Amigos y La Barca del Paleoceno, generando las estructuras observadas en estas últimas.
Este pulso tectónico desarrolló estructuras de tipo frágil, con pliegues que no alcanzarían el estilo apretado observado en el Cretácico Superior, y a su vez adicionó deformación a las rocas cretácicas.

El sistema de corrimientos del Cerro Malvinera está asociado al pulso P2. Este pulso, a su vez, sería responsable del desarrollo de la discordancia regional de origen tectónico entre el Paleoceno Superior-Eoceno Inferior y el Eoceno Medio superior, observada en la costa atlántica de Tierra del Fuego (Olivero y Malumián, 1999; 2002; Olivero et al, 2002).

Esta discordancia se ha registrado ampliamente en la cuenca Austral-Magallanes, y es posiblemente de origen eustático hacia el antepaís (cf Galeazzi, 1998).
Las escamas de corrimientos del cerro Malvinera presentan un manteo demasiado elevado para corrimientos de bajo ángulo esperables en una faja corrida y plegada.

Se infiere, por lo tanto, que las mismas han sido transportadas por corrimientos más jóvenes adquiriendo progresivamente un ángulo de manteo mayor que el original. Según la interpretación estructural que se propone en este trabajo, estos corrimientos más jóvenes habrían sido responsables de la formación del anticlinorio del Arroyo Virgen ( Figs.2 y 7 ).

Este anticlinorio se infiere por la disposición morfológica que presentan las rocas paleocenas en relación con las unidades cretácicas, y la deformación asociada al mismo está representada en las rocas paleocenas por el anticlinal con eje de inclinación NO registrado en la Formación La Barca sobre el río Irigoyen ( Fig.2 ).

Sin embargo, este anticlinorio inferido no se conoce con det alle debido a la falta de afloramientos que permitan controlar su geometría. El STF se activa en algún momento posterior a lospulsos de deformaciónPl y P2 de laevoluciónde la faja corrida y plegada Fueguina (ver Discusión). 5. Discusión La magnitud del desplazamiento de rumbo sinistral en el STF ha sido cuantificada por Klepeis (1994) cerca del límite Chileno-Argentino de la Isla Grande de Tierra del Fuego, y por Olivero y Martinioni (2001) en el sector argentino de la Isla Grande de Tierra del Fuego.

El primer autor obtuvo un rechazo acumulado (i.e., suma del rechazo individual de cada falla reconocida) de 25 km en base al desplazamiento del contacto entre la Formación Lemaire (o Tobífera, Jurásico Superior) y el Cretácico Inferior. El desplazamiento regional (considerando la zona de fallas como una única discontinuidad), encambio, que calculamos sobre el mapa de Klepeis (1994) ronda los 15 km, mientras que en el mapa de Olivero et al.

(en prensa) cuanti-ficamos por medición directa un desplazamiento de, al menos, una decena de kilómetros más. Olivero y Martinioni (2001) obtuvieron un rechazo sinistral de 20 a 30 km a partir del mapeo preliminar de los contactos entre unidades estratigráficas mayores a ambos lados del STF.

Recientemente, Rossello et al. (2004) estimaron un rechazo de rumbo preliminar de 55 km en el sector argentino de Tierra del Fuego, basados en el desplazamiento producido en una zona de falla previa al STF interpretada en imágenes satelitales a ambos lados del mismo (lincamientos Río Candelaria Río Claro y Estancia La Correntina-Bahía Sloggett).

El hallazgo de rocas correlacionables con la Formación Tres Amigos en el cerro Malvinera permite cuantificar con mayor precisión el rechazo sinistral a lo largo del STF. La Formación Tres Amigos es equivalente a los Conglomerados del Paleoceno de la sierra de Apen (Martinioni et al., 1999) y del cerro Pirámide (cf Olivero et al., 2003; Olivero y Malumián, en prensa).

Tanto en el cerro Pirámide como en el cerro Malvinera las rocas del Paleoceno coronan las alturas de una serranía de rumbo cercano a NI 50°, y sobreyacen en discordancia angular a las rocas del Cretácico Superior. En el cerro Pirámide, las capas del Paleoceno mantean -42° al SO y se infiere la presencia de, al menos, dos corrimientos que montan el Cretácico Superior sobre las mismas.

Estos corrimientos son considerados equivalentes a aquéllos del cerro Malvinera. La correlación de unidades sumada a la similitud de rasgos estructurales permite inferir que ambos afloramientos formaron parte de una misma estructura regional de rumbo NO-SE que fue posteriormente desplazada por el STF. Esta estimación implica una cuantificación regional del movimiento a lo largo del STF, asumiendo que el mismo divide dos bloques que en condiciones de deformación propias de la corteza superior (campo de deformación frágil), deben haberse comportado como rígidos homogéneos. Evidencias de deformación frágil aportadas por otros autores (cf Lodolo et al, 2003) sustentan el modelo de bloques rígidos, y asumimos que los mismos se comportan de manera homogénea debido a la escala regional utilizada en nuestro cálculo. Considerando que el STF involucra un conjunto de fallas de diversas escalas (Klepeis, 1994; Lodolo et al, 2003), es de esperar que la integración del desplazamiento de rumbo medido en todas ellas (en el caso de que esto fuera factible) arroje un valor de rechazo acumulado mucho más preciso que el obtenido en nuestra estimación. Sin embargo, dicho objetivo está fuera del alcance de este trabajo. Por otro lado, desde el punto de vista geotec-tónico el valor de casi 50 km de rechazo sinistral en la falla transformante es mucho menor que los cientos de km postulados para explicar la dinámica entre las placas Antartica, Sudamericana y Scotia (Cunningham et al, 1995; Barker, 2001, y bibliografía allí citada). Como ya fue mencionado, la dinámica entre estas placas está relacionada genéticamente con el STF (Pelayo y Wiens, 1989; Klepeis, 1994). La diferencia en las magnitudes de desplazamiento observadas ya fue señalada por Klepeis (1994) cuando obtuvo una primera estimación del rechazo en el STF sobre la base de observaciones de campo. El mismo autor, sin embargo, propone interesantes modelos en respuesta a este problema que discutiremos más adelante. La importancia del nuevo dato de rechazo del STF que presentamos reside principalmente en la mayor comprensión de la evolución geológica de Tierra del Fuego, ya que se aporta nueva evidencia para establecer edades relativas de los eventos tectónicos que afectaron a la Cordillera Fueguina. De esta manera, la magnitud de desplazamiento de rumbo obtenida para el STF permite controlar mejor la edad de comienzo del mismo. La incertidumbre acerca de cuándo comenzó la actividad transcurren-te registrada en el STF ha sido siempre de difícil resolución a causa de los escasos afloramientos en los Andes Fueguinos. Cunningham (1993) presenta evidencias de cizalla sinistral durante el Cretácico tardío en el sector oeste del canal Beagle, postulando un modelo transpresivo para los Andes Australes a partir de los 90 Ma, con transcurrencia en Tierra del Fuego a partir de los 60 Ma. El análisis de las estructuras estudiadas por este autor en el canal Beagle y la cinemática por él propuesta están fuera del foco de este trabajo; sin embargo, probablemente haga falta más evidencias de campo para establecer la edad exacta de la transcurrencia en ese sector y principalmente la relación genética de ésta con el STF, que permanece desconocida. El desplazamiento acumulado del límite Jurásico Superior-Cretácico Inferior medido por Klepeis (1994) a ambos lados de la zona de cizalla sinistral del lago Fagnano, y que en nuestra opinión puede llegar a 25 km no acumulados, es menor que el obtenido a partir de los nuevos datos presentados aquí. Esta diferencia puede deberse a la dificultad de mapeo del límite antedicho en los sectores internos de la Cordillera Fueguina y a la orientación de las unidades en ese sector, que intersecta el rumbo del sistema de fallas con bajo ángulo, impidiendo la cuantificaciónprecisa del rechazo producido por el mismo. También es posible que el desplazamiento del STF no haya afectado de manera homogénea a los distintos sectores de la Cordillera Fueguina. Para un modelo de transcurrencia activa en el STF antes del Paleoceno, sería de esperar que las unidades anteriores a esta edad, al haber sido afectadas por el sistema de fallas durante más tiempo, presentaran un rechazo mayor que el revelado por las unidades del Paleógeno. No obstante, se observa que el valor de desplazamiento en unidades anteriores al Paleoceno no es mayor al medido en las unidades de esta edad entre el cerro Pirámide y el cerro Malvinera (cf Klepeis, 1994; Olivero y Martinioni, 2001; este trabajo), implicando que al menos hasta el Paleoceno Superior la transcurrencia en el STF en la Isla Grande de Tierra del Fuego no se habría activado. Klepeis (1994) establece que las fallas menores asociadas al sistema transformante son posteriores a las estructuras compresivas en el sector del monte Hope y en el lago Deseado, determinando que el movimiento transcurrente no habría comenzado antes del Oligoceno, que es la edad del frente de deformación de la faja corrida y plegada en Chile (Álvarez-Marrón et al., 1993). Existen evidencias para argumentar que las estructuras compresivas del frente de la faja corrida y plegada Fueguina expuestas en la costa atlántica estuvieron activas durante el Mioceno más temprano, afectando las capas sintectónicas de la Formación Desdémona (Oligoceno Superior-Mioceno Inferior) y las Capas del Cabo Ladrillero (Mioceno Inferior; Ghiglione, 2002, 2003; Malumián y Olivero, 2006; Torres Carbonell et al., 2006). Ghiglione (2002) propone un régimen transpresivo para la mayoría de las estructuras formadas en el frente de deformaciónfo-silizado en la costa atlántica; sin embargo, no se han hallado indicadores cinemáticos que sustenten este argumento, y el análisis de orientación de diques clásticos asociados a sismicidad activa que realiza el mismo autor sugiere un esfuerzo compresivo orientado N-S, perpendicular al rumbo de las estructuras observadas en el campo. Porotro lado, al sur del STF las rocas del Oligoceno Superior-Mioceno Inferior se encuentran afectadas por estructuras mayores de la faja corrida y plegada, y desplazadas por el STF (Torres Carbonell, en elaboración). Finalmente, las rocas subhorizontales de edad miocena tardía-pliocena aflorantes en la costa atlántica en inmediaciones de la desembocadura del río Irigoyeny a lo largo del valle del mismo (Estratos de la María Luisa y Formación Irigoyen, Malumián y Olivero, 2005), han sido depositadas en una cuenca asociada a la actividad del STF (Ghiglione, 2003). La suma de estas evidencias sustenta una edad de comienzo de la transcurrencia posterioral desarrollo de estructuras compresivas y, por ende, no anterior al límite Oligoceno-Mioceno. Porotro lado, el conocimiento que recientemente se ha obtenido de la dinámica actual en el STF, que demuestra una velocidad de desplazamiento relativo de 6,6 mm±l,3 mm anuales (Smalley et al, 2003), puede ser computado con el valor de desplazamiento de rumbo calculado en este trabajo para obtener estimaciones de la edad de la actividad del STF. No podemos afirmar, sin embargo, que la velocidad de desplazamiento a lo largo del STF fue constante durante la historia del mismo. Por el contrario, las velocidades geodésicas obtenidas con GPS en cortos intervalos de tiempo suelen diferir a las velocidades en el tiempo geológico, evidenciando cambios importantes en la tasa de movimiento transcurrente a lo largo de la historia de un sistema de fallas de rumbo (e.g., Meade y Hager, 2005). La velocidad de 6,6 mm/a obtenida por Smalley et al. (2003) se puede considerar como relativamente baja en comparación a la velocidad de la mej or estudiada falla de San Andreas en California, actualmente activa al igual que el STF, pero que alcanza tasas de desplazamiento de 34 mm/a (Siehy Jahns, 1984; comparar con la baja velocidad del segmento San Bernardino -5 mm/a- en Meade y Hager, 2005). De acuerdo a esta consideración y puesto que no se cuenta con mayores datos, podemos establecer tentativamente que la velocidad actual de 6,6 mm/a corresponde a una velocidad mínima para el STF. Dicha velocidad computada con el desplazamiento de rumbo observado de 48 km, implica ~7,3 Ma de edad máxima de comienzo de actividad en el STF. Este valor ubica el posible inicio de la transcu-rrencia en el Mioceno tardío, en coincidencia con el cese de generación de fondo oceánico en los sectores occidental y central de la placa Scotia y el importante aumento en la actividad de la dorsal Sandwich (hacia 7 Ma; Barker y Burrell, 1977; Barker et al, 1991; Barker, 2001; Gelletti et al, 2005), sustentando el primer modelo de Klepeis (1994) para el origen del STF en Tierra del Fuego. Este último autor postula que la instauración del régimen constructivo entre las placas Scotia y Sandwich (formación de la dorsal Sandwich), y la consiguiente reorganización tectónica y formación del límite transformante entre las placas Sudamericana y Scotia (cf Barker et al, 1991), habrían sido responsables del inicio de la transcurrencia en Tierra del Fuego. Considerando que desde hace aproximadamente 7 Ma la dorsal Sandwich juega un rol fundamental en la dinámica de la placa Scotia (Barkers al, 1991; Barker, 2001), Klepeis (1994) consideró confiable utilizar la velocidad de 5 mm/a calculada por Pelayo y Wiens (1989) extrapolada a unos 8 Ma. Siguiendo el mismo razonamiento, asumimos que es válido utilizar la velocidad de 6,6 mm/a extrapolada a esa edad y, por ende, nuestros resultados pueden considerarse confiables. La discrepancia entre las magnitudes de desplazamiento de cientos de kilómetros acomodadas por la formación de la placa Scotia y de decenas de kilómetros que se observan en el STF son explicadas por el modelo de Klepeis (1994), indicando la posible instauración del STF en una etapa final del desarrollo de la placa Scotia y, por ende, acomodando solo parte de los desplazamientos ocasionados por la formación de esta última. La edad máxima del STF, calculada en el presente trabajo, argumenta a favor de este modelo, proponiendo que el STF no se habría formado antes de la mencionada reorga nización de placas tectónicas en el Atlántico Sur hacia los 7 Ma. El análisis realizado acota de manera significativa la edad de comienzo de la actividad del STF en el Mioceno tardío. El subsiguiente estudio de este sistema transformante en términos de tasas de desplazamiento de rumbo, describiendo relaciones genéticas y de edad relativa entre las estructuras del frente Andino en Tierra del Fuego, permitirá obtener un promedio de la velocidad de movimiento de los bloques tectónicos en el tiempo geológico. De esta manera se contribuirá a conocer la edad de comienzo de la transcurrencia en Tierra del Fuego con mayor precisión.6. Conclusiones El reciente hallazgo del contacto entre unidades estratigráficas del Cretácico Superiory del Paleoceno al sur del Sistema Transformante Fagnano (STF) en Tierra del Fuego, permite controlar con gran precisión el desplazamiento de rumbo sinistral a lo largo del límite entre las placas Sudamericana-Scotia en ese sector. La correlación entre la estructura y unidades del cerro Malvinera con los rasgos geológicos previamente mapeados en el cerro Pirámide (Martinioni et al, 1999; Olivero et al, en prensa) definen una estructura compresiva de rumbo NO-SE formada durante la evolución de la faja corrida y plegada Fueguina (Corrimiento Cerro Pirámide-Cerro Malvinera, CPM). Esta estructura fue cortada y desplazada 48 km con cinemática sinistral por el STF de rumbo E-O. El desplazamiento observado es mayor al mencionado para el difuso contacto Jurásico Superior-Cretácico Inferior en la zona oeste del lago Fagnano (Klepeis, 1994), implicando o bien falta de precisión en la medición del desplazamiento del STF en ese sector, o distribución heterogénea de la transcurrencia en la región interna de la Cordillera. Por el contrario, el desplazamiento obtenido en el presente trabajo difiere en menos de una decena de kilómetros de los 55 km estimados por Rossello et al. (2004). La combinación de la nueva información obtenida del trabajo de campo con la estimación de la velocidad actual del STF (considerada mínima en comparación con otros sistemas transformantes activos) permite obtener una edad máxima de ~7 Ma para el comienzo de la transcurrencia en el sector mapeado. Los valores obtenidos indican que la transcurrencia se inició después del cese de la deformación compresiva en el este de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Mioceno temprano). El valor de edad máxima es coherente con la actividad preponderante de la dorsal Sandwich en la dinámica de la placa Scotia desde hace aproximadamente 7 Ma. que provocó el comportamiento transformante en el límite de placas Sudamericana-Scotia, y apoya el primer modelo de Klepeis (1994), que indica que la mencionada dinámica neógena en la placa Scotia es responsable del origen de la actual posición de este límite en Tierra del Fuego. Agradecimientos Se agradece el análisis micropaleontológico de muestras por parte de N. Malumián (CONICET-SEGEMAR) y a D.R. Martinioni (CADIC-CONICET) por los comentarios sobre la geología de la sierra de Apen. Los cortes delgados fueron realizados por A. Sobral (CADIC-CONICET). El trabajo de campo fue financiado por el PIP CONICET 5100 a cargo de E.B.O. y en parte por el PIP CONICET 5506 y el PICTO 2004 número 841, a cargo de L.V.D. Los autores agradecen los comentarios y sugerencias de los arbitros K. Klepeis (University of Vermont) y C. Mpodozis, que contribuyeron a mejorar significativamente este manuscrito. Referencias Alvarez-Marrón, J.;McKlay,K.R.;Harambour,S.; Rojas, L.; Skarmeta, J.1993. Geometry and evolution of the frontal part of the Magallanes foreland thrust and fold belt (Vicuña area), Tierra del Fuego, Southern Chile. American Association of Petroleum Geologists, Bulletin 77: 1904-1921. Barker, PF.2001. Scotia Sea regional tectonic evolution: implications for mantle flow and paleocirculation. Earth-Science Reviews 55: 1-39. Barker, P.F.; Burrell, J.1977. The opening of Drake Passage. Marine Geology 25: 15-34. Barker, P.F.; Dalziel, I.W.D.; Storey, B.C.1991. Tectonic developmentof the ScotiaArc Region. In The Geology of Antarctica (Tingey, R.J.; editor) Oxford University Press: 215-248. New York. Costa, C; Smalley, R. Jr.; Schwartz, D.P; Stenner, H.D.; Ellis, M.; Ahumada, E.A.; Velasco, M.S.2006. 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